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Cortés Ramos, Jorge.La evolución del mayor glaciar de México vista desde el espacio/ Jorge Cortés Ramos y Hugo Delgado Granados. –- Primera edición. –-México : UNAM, Coordinación de Estudios de Posgrado, 2013.148 páginas : ilustraciones ; 21 cm. -- (Colección posgrado)

Programa de Posgrado en Ciencias de la Tierra Bibliografía: páginas 109-115ISBN 978-607-02-4731-6 1. Glaciares – Investigación - México. 2. Glaciares – Percepciónremota – México. 3. Fotogrametría aérea – México. 3. Procesamiento de imágenes – Técnicas digitales. I. Delgado Granados, Hugo. II. Universidad Nacional Autónoma de México. Coordinación de Estudios dePosgrado. III. título. IV. Serie. 551.3120972-scdd21 Biblioteca Nacional de México

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La evoLución deL mayor

gLaciar de méxico

vista desde eL espacio

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Universidad Nacional Autónoma de México

Coordinación de Estudios de Posgrado

Programa de Posgrado en Ciencias de la Tierra

La Colección Posgrado publica, desde 1987, las tesis de maestría y doctorado que presentan, para obtener el grado, los egresados de los programas del Sistema Universitario de Posgrado de la unam.

El conjunto de obras seleccionadas, además de su originalidad, ofrecen al lector el tratamiento de temas y problemas de gran relevancia que contribuyen a la comprensión de los mismos y a la difusión del pensamiento universitario.

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Jorge Cortés Ramos y Hugo Delgado Granados

La evolución del mayorglaciar de México

vista desde el espacio

universidad nacionaL autónoma de méxico

México, 2013

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Primera edición, 30 de septiembre de 2013

D.R. © Universidad Nacional Autónoma de México Coordinación de Estudios de Posgrado Ciudad Universitaria, 04510, Coyoacán, México, D.F.D.R. © Jorge Cortés RamosD.R. © Hugo Delgado Granados

ISBN: 978-607-02-4731-6

Prohibida la reproducción total o parcial por cualquier medio sinla autorización escrita del titular de los derechos patrimoniales.

Impreso y hecho en México

Universidad Nacional Autónoma de México

Dr. José Narro RoblesRector

Dr. Eduardo Bárzana GarcíaSecretario General

Dr. Francisco José Trigo TaveraSecretario de Desarrollo Institucional

Dra. Gloria Soberón ChávezCoordinadora de Estudios de Posgrado

Dr. Gustavo Tolson JonesCoordinador del Programa de Posgrado en Ciencias de la Tierra

Mtra. Dolores González CasanovaSubdirectora Académica de la Coordinación

de Estudios de Posgrado

Lic. Lorena Vázquez RojasCoordinación Editorial

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agradecimientos

Al Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología, sin su apoyo económico por medio de una beca de posgrado del plan de Becas Mixtas y del proyecto 83633, este trabajo no hubiera sobrepasado los objetivos planteados.

Al posgrado en Ciencias de la Tierra y al Instituto de Geofísica de la unam, de la cual formamos parte, ya que siempre nos brindaron el apoyo para gestionar y desa-rrollar esta investigación. Así como también por el apoyo prestado para llevar a cabo una estancia de investigación con el grupo de glaciología de la Universidad de Zurich, Suiza, en la cual se ampliaron y fortalecieron los análisis mostrados en este trabajo.

Al doctor Christian Huggel de la Universidad de Zurich quien siguió muy de cerca esta investigación y cuyos comentarios y sugerencias fueron claves para la reali-zación de este trabajo; también por el apoyo en la obtención de algunas de las imágenes aster mostradas en este libro.

A la United States Geological Survey por la facilidad para obtener las imágenes del sensor aster por medio del doctor Hugo Delgado.

Finalmente, agradecemos a los investigadores que formaron parte del jurado de este trabajo de tesis, quienes con sus aportes y sugerencias permitieron concluir de la mejor manera y con un gran nivel educativo esta investigación. Doctor Raúl Aguirre, doctor Lorenzo Vázquez, doctora Patricia Julio y doctor Sergio Cerdeira, gracias.

De manera personal por Jorge Cortés Ramos

Agradezco al doctor Hugo Delgado por haberme encaminado en el estudio de los gla-ciares mexicanos y por dejarme ser parte de esta gran pasión suya por las montañas y juntos poder imprimir aquí una parte de lo que conocemos sobre estos sistemas.

A mis compañeros y amigos José Manuel Álvarez Nieves, Guillermo Ontiveros González, Lorenzo Ortíz y Javier Cortés por ser mi cordada de montaña a lo largo de estos años de investigación y por enseñarme y transmitirme su punto de vista sobre la montaña. Así como también a la montaña por permitirme estar en ella, analizándola, estudiándola o comprendiéndola como parte de un todo en la naturaleza.

A dos de mis grandes amigas y compañeras importantes de la vida, Isis y Miry, ya que sin su apoyo a lo largo de todo este tiempo, de los momentos difíciles, los retos, las alegrías, las aventuras en la ciudad, y demás cosas, yo no hubiera tenido la inspiración necesaria para lograr este objetivo.

A mis padres, Jorge y Virginia, quienes siempre son mi ejemplo a seguir, mi for-taleza, mi apoyo incondicional, mis consejeros y amigos: gracias por ser mi fuente de inspiración en éste mi camino.

Finalmente a todos los que están, pasaron o fueron parte de mi corta pero sustan-ciosa familia de amigos en quienes confié y seguiré confiando mis metas, mis sueños y aspiraciones, ya que siempre formarán parte de todos los logros obtenidos.

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Índice

Resumen ......................................................................................................... 11

Introducción ................................................................................................ 13Antecedentes ............................................................................................ 13Planteamiento del problema .................................................................... 16Hipótesis .................................................................................................. 17Objetivos .................................................................................................. 18

Objetivo general .................................................................................. 18Objetivos específicos ........................................................................... 18

1. Marco conceptual ..................................................................................... 21Glaciares ................................................................................................... 21

¿Qué es un glaciar? .............................................................................. 21Las glaciaciones ...................................................................................23

Tipos de glaciares ..................................................................................... 24Glaciares de montaña .........................................................................25Glaciares tropicales .............................................................................26Glaciares mexicanos ............................................................................29

Métodos glaciológicos ..............................................................................29Determinación y mapeo de las áreas glaciales ....................................29Balance de masa ..................................................................................32Balance de energía ..............................................................................34Mediciones de la acumulación ...........................................................36Mediciones de la ablación................................................................... 37

Los glaciares del volcán Citlaltépetl .........................................................39

2. Metodología para el estudio glacial con imágenes de satélite ..........................................................................45

Bases de la percepción remota ................................................................. 47Espectro electromagnético ..................................................................48Interacción atmósfera-radiación .........................................................49Interacción radiación-superficie .........................................................50Firmas espectrales ............................................................................... 51Composición a color de las imágenes digitales ..................................52

Sistemas de adquisición de imágenes satelitales ...................................... 54Sistemas de adquisición activos .......................................................... 54

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10 La evolución del mayor glaciar de México vista desde el espacio

Sistemas de adquisición pasivos .......................................................... 54Imágenes aster .........................................................................................55

Nivel aster L1B................................................................................... 57Adquisición de las imágenes aster .....................................................58

Procesamiento digital de las imágenes aster ...........................................59Operaciones con imágenes digitales ...................................................60Características espectrales de la nieve ................................................. 61Características espectrales del hielo ....................................................62Delineación manual ............................................................................62Composición en “falso color” .............................................................63Mapeo de glaciares ..............................................................................64Cálculo de la reflectancia ...................................................................64

Cálculo de los dem y ortorrectificación de las imágenes aster ............... 65Principios básicos de los pares estereoscópicos de aster .................... 66Extracción de los dem a partir de las imágenes aster ......................... 67Localización de los puntos de control ................................................68Modelos digitales de elevación de srtm ..............................................69Ortorrectificación ...............................................................................70

Descripción del algoritmo para la estimación del albedoy la radiación neta en la superficie s-sebi ................................................. 71

Cálculo del albedo .............................................................................. 74Temperatura de superficie .................................................................. 77Radiación neta ....................................................................................79

3. Resulados y discusión ..............................................................................83Resultados ................................................................................................83

Cambios en el área glacial ...................................................................83Cambios altitudinales del frente del Glaciar Norte ........................... 84Cambios morfológicos ........................................................................86Balance de energía puntual ................................................................. 87Distribución de la radiación neta .......................................................88

Discusión .................................................................................................89Validación del algoritmo de distribución superficialde la radiación neta (s-sebi) .................................................................90Errores durante el procesamiento de las imágenes aster ................... 92Utilidad de las imágenes aster y el dem de srtm ................................92Retroceso del Glaciar Norte ...............................................................95 Comparación con el Modelo de Balance de Energía Puntual ........... 98Relación glaciar--radiación solar..........................................................99Indicador climático ........................................................................... 100

Perspectivas a futuro .............................................................................. 102

Conclusiones .................................................................................................. 105Bibliografía ................................................................................................... 109Imágenes ........................................................................................................117

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resumen

n México, los glaciares son sistemas físicos determinados tanto por la actividad volcánica como por las condiciones climáticas locales y globales. Debido a su cercanía con las principales urbes en el terri-torio nacional y a su actividad volcánica reciente, los estudios glacioló-gicos previos se han enfocado a los glaciares ubicados en los volcanes Popocatépetl e Iztaccíhuatl y solo algunos de ellos se han hecho con el fin de medir los efectos climáticos en los glaciares del Citlaltépetl.

A partir del análisis del balance energético del Glaciar Norte en el volcán Citlaltépetl, realizado con el modelo climático de balance de energía, el presente trabajo continúa con los estudios cuantitativos del comportamiento y evolución del glaciar; para tal efecto se ha desarro-llado una nueva metodología con base en el procesamiento e interpre-tación de las imágenes del sensor óptico aster (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer) y el uso de otros senso-res remotos.

Con los resultados obtenidos de los sensores se complementan los análisis hechos a partir del modelo de balance de energía puntual, implementado con base en los parámetros meteorológicos medidos di-rectamente. Para esto, se determinan los cambios en el área cubierta por el glaciar en ciertas fechas durante el periodo 1958-2007, además de calcularse, en las mismas imágenes, el cambio en la distribución de la radiación neta sobre la superficie.

De esta manera se puede establecer, de forma indirecta, la relación entre la ablación del glaciar y la interacción de éste con los parámetros climáticos. Dado que la actividad volcánica reciente en el Citlaltépetl es baja, este estudio se centró principalmente en la interacción entre el

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glaciar y la atmósfera circundante, dejando como factores de peso para el cambio glacial a los parámetros radiativos y su respectiva distribución espacial sobre la superficie.

Se calcularon los cambios morfológicos y de área ocurridos durante el periodo 2001-2007 empleando el análisis de ortoimágenes obtenidas de imágenes aster en diferentes fechas: 20 de octubre de 2001, 29 de marzo de 2002, 3 de febrero de 2003, 9 de marzo de 2004, 23 de no-viembre de 2005 y 18 de marzo de 2007. Durante este tratamiento se valoró la eficiencia de los Modelos Digitales de Elevación (dem, por sus siglas en inglés) de aster y de srtm (Shuttle Radar Topography Mission) para los procesos de ortorrectificación y el análisis de la su-perficie, con el fin de obtener una metodología eficiente que permita medir las deformaciones y la evolución de la superficie, y la topografía del glaciar.

Finalmente, en este trabajo se determinó de forma simple el régi-men glacial predominante, los cambios morfológicos, de área y radia-tivos sobre la superficie del Glaciar Norte; asimismo, se consideró a las imágenes aster como la fuente principal de información para la obtención de los parámetros necesarios en el análisis de los cambios y la evolución de este tipo de sistemas.

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IntroduccIón

Antecedentes

as altas montañas, dada su fuerte interacción con las condiciones climáticas locales y globales, representan uno de los mayores am- bientes dinámicos sobre la Tierra; son sistemas naturales que in-volucran superficies de hielo que actualmente cambian a tasas que históricamente no se habían registrado.1 Es necesario el monitoreo de los cambios de éstas en el terreno para entender los sistemas de trans-porte de masa y detectar la variabilidad relacionada con el clima.2

Los glaciares son un importante componente del ciclo hidrológico en áreas montañosas y en regiones polares; son indicadores del cambio climático, además de ser importantes fuentes naturales de información una vez que son monitoreados y manejados adecuadamente.

Actualmente, el monitoreo de los glaciares en alta montaña se reali-za con base en nuevas técnicas y metodologías que permiten el estudio de los cambios de estos sistemas. Por ejemplo, se está compilando un nuevo inventario de los glaciares suizos a partir de los datos de satélite desde el año 2000.3

El Servicio Global de Mediciones de Hielo Terrestre (glIms por sus siglas en inglés) tuvo la iniciativa de compilar un inventario glacial que abarcara los cambios a lo largo del tiempo usando como fuente principal de información los datos recabados por los sensores Landsat 7 etm+ y aster.4

La “percepción remota” nos proporciona técnicas y métodos que permiten analizar las imágenes multiespectrales para obtener infor-mación sobre el medio ambiente. En los últimos años, estas técnicas

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han evolucionado conforme se han desarrollado sensores con mejores y mayores capacidades para la medición de la radiación que refleja o emite la superficie terrestre. En la mayoría de los casos, los sensores etm+ y aster permiten desarrollar estudios evolutivos más detallados de la superficie terrestre.

Usando los límites obtenidos de la digitalización de los glaciares del inventario Suizo de 1973 y las imágenes de Satélite Landsat tm para el periodo de 1985-1999, se han obtenido los cambios en el área gla-ciada de aproximadamente 930 glaciares alpinos. El análisis de los da-tos satelitales multiespectrales indica un retroceso considerable de los glaciares desde la década de los ochenta.5

El sensor óptico aster, montado en el satélite Terra, ofrece posibi-lidades para el monitoreo mundial de glaciares, debido a la gran cober-tura de adquisición de imágenes sobre los continentes.

Estas nuevas tecnologías para la observación de la Tierra, junto con la aplicación de los fundamentos de percepción remota, permiten a los investigadores adaptar el uso de los sensores remotos y de las fuentes de información automatizadas al monitoreo de zonas de difícil acceso; como es el caso de los glaciares mexicanos. Éstos se ubican en los volcanes más elevados del país, son sistemas naturales que han evolu-cionado drásticamente debido a su gran interacción dinámica con otros sistemas, como los volcánicos y los fenómenos de la atmósfera que los rodea. A diferencia de otros glaciares ubicados en zonas geográficas cuyas condiciones climáticas les permiten mantenerse en equilibrio, los de México se ubican en una zona donde las condiciones climáticas son un factor determinante para el desequilibrio y la pérdida consecuente de masa.

El estudio detallado de los glaciares mexicanos no solo permite de-terminar el patrón evolutivo de los mismos y sus fluctuaciones, sino también caracterizar de mejor manera el ambiente climático al que per-tenecen, ya que a pesar de estar ubicados en latitudes bajas, en sentido estricto no son glaciares tropicales; por lo que ubicarlos climáticamen-te permitiría una clasificación adecuada.

Los mexicanos, como la mayoría de los glaciares en el mundo, expe-rimentan un proceso de retroceso, éste ha sido asociado con el cambio climático global. Actualmente es posible conocer el comportamiento

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Introducción 15

futuro de un glaciar, teniendo suficientes datos acerca de su condición actual y asumiendo algunos aspectos acerca del clima futuro.6

En México, el estudio de los glaciares comenzó en el siglo xvIII cuan-do el padre José Antonio de Azalte y Ramírez, insigne miembro de la Ilustración mexicana, realizó por primera vez mediciones barométricas en el volcán Iztaccíhuatl.7 El volcán Citlaltépetl, por su lejanía respecto a la ciudad de México y sus relativas dificultades de acceso, ha sido poco estudiado en su aspecto glaciológico. Así, las primeras menciones, en-contradas por Lorenzo, son de Waitz y Blázquez.8

Los glaciares de nuestros volcanes son únicos en esta latitud, lo que resulta relevante en términos de la información climática regio-nal que podría obtenerse de su estudio sistemático,9 ya que no existen datos y estudios sobre glaciares bajo las mismas condiciones climáticas y geográficas en las que se encuentran los mexicanos.

Los glaciares del volcán Popocatépetl han desaparecido a causa de la acción conjunta del vulcanismo y los factores climáticos, tanto regio-nales como locales, pues la atmósfera cercana a este volcán10 se encuen-tra afectada por su cercanía a las ciudades de México y Puebla.11 Por su parte, el Citlaltépetl se encuentra alejado de grandes centros urbanos y, por lo tanto, su atmósfera cercana solo es afectada por factores climá-ticos de escala regional y global. Además, este último no presenta acti-vidad volcánica importante, lo cual indica que no hay alguna actividad que modifique significativamente el comportamiento del glaciar.

La aplicación de las imágenes aster ha mostrado una eficiencia con-siderable en el estudio de otros glaciares, como los alpinos,12 ésta se usa por primera vez en México para el estudio del Glaciar Norte del volcán Citlaltépetl donde las condiciones de actividad volcánica reciente son despreciables. Así, este trabajo es innovador en el análisis de los glaciares mexicanos ya que el único detonador dinámico del retroceso glaciar es el clima regional y global en la zona. Estos datos, combinados con los respectivos dem de aster y de otras fuentes como srtm, al ser integra-dos en un Sistema de Información Geográfica (sIg), permiten conocer cambios morfológicos del frente glacial: cambios del área, altitudinales y longitudinales.

El balance de energía en la superficie de un glaciar describe la co-nexión física entre la ablación del hielo/nieve y el forzador climático.13

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En un estudio previo14 se encontró la relación existente entre el proceso de ablación en la superficie del Glaciar Norte y los parámetros climá-ticos; de donde la componente radiativa resultó ser el factor de peso para el dominio de ablación. La pérdida de masa del glaciar está estre-chamente relacionada con la radiación incidente sobre su superficie.

Los marcados cambios en la ablación de un glaciar pueden expli-carse en gran medida por la diferencia en el albedo de la superficie del glaciar.15 Una forma de medir esos cambios, suponiendo que el factor principal para el balance de masa negativo es el cambio en el albedo, es mediante el cálculo directo del albedo superficial, y así la radiación neta superficial del glaciar mediante las imágenes aster, lo cual nos da-ría la información necesaria para detectar las zonas sobre la superficie más vulnerables a la ablación.

La consistencia entre el balance de energía, calculado mediante el modelo desarrollado por Ontiveros,16 y las imágenes, son la clave para la calibración del nuevo método.

Planteamiento del problema

A lo largo de las últimas décadas se ha venido acelerando el retroceso de los glaciares a nivel mundial. Esto debido a que los glaciares de alta montaña se encuentran a temperaturas próximas a la temperatura de fusión bajo las condiciones terrestres actuales, puede decirse que los sistemas de transporte del hielo están relacionados con el cambio cli-mático.17

En México se han estudiado principalmente los glaciares ubicados en los volcanes Popocatépetl e Iztaccíhuatl.18 Sin embargo, dada la acti-vidad volcánica reciente y la cercanía de estos glaciares a grandes urbes, el retroceso glacial se aceleró aún más, ocultando la influencia directa del clima sobre su evolución.19

De los estudios realizados acerca del comportamiento de las super-ficies glaciales en el volcán Citlaltépetl, como se verá más adelante en la sección respectiva, algunos han medido y caracterizado la superficie glacial;20 y dada la complejidad de los trabajos en campo, no fue posi-ble cuantificar ampliamente la magnitud de los cambios ocurridos en el transcurso del tiempo. El Citlaltépetl es el único volcán que cuenta

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Introducción 17

con datos climatológicos actuales; por lo que una investigación reciente, basada en un modelo climático, demostró que de los diversos factores presentes, la radiación neta sobre la superficie glacial es determinante para que se lleven a cabo los procesos de ablación.21

¿De qué forma se ha dado la evolución de las extensiones y la mor-fología de la superficie del Glaciar Norte?, ¿cuál es la tasa de retroceso de este sistema glacial y cómo se distribuye la radiación neta sobre su superficie? Las respuestas a estas preguntas nos llevarían a entender de mejor manera la dinámica del glaciar, para contestarlas es necesario definir las técnicas con las que sea posible medir estos cambios, conside-rando que los estudios de campo son complicados cuando se trata de analizar toda la superficie de un cuerpo de hielo con dimensiones de poco más de 1 km2, ubicado a una altitud considerable y donde la experiencia en el trabajo de alta montaña es indispensable; tal es el caso del Glaciar Norte en el volcán Citlaltépetl.

Hipótesis

El estudio de los glaciares ubicados en zonas complejas y extensas, como los Alpes, se ha desarrollado mediante el procesamiento de las imáge-nes de satélite. Si seguimos una metodología similar, utilizando este tipo de imágenes aster y otros sensores remotos como el de srtm para la cuantificación de los cambios en las dimensiones del área glacial y la distribución de la radiación neta sobre la superficie del Glaciar Norte, el análisis y procesamiento de imágenes digitales sería una herramienta útil con una exactitud y precisión acordes con la magnitud de los cambios esperados. Estos resultados podrán arrojar luz acerca de la evolución glacial y las causas del retroceso documentado en otros glaciares de México.

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Objetivos

Objetivo general

Determinar los cambios en las dimensiones del área glaciada y la distri-bución de la radiación neta sobre la superficie del Glaciar Norte en el volcán Citlaltépetl, mediante el procesamiento e interpretación digital de las imágenes aster para el periodo 2001-2007.

Objetivos específicos

•Implementarunametodologíaconbaseenelanálisisdelasimá-genes aster para determinar los cambios en el área glacial para el periodo 2001-2007.

•Determinarloslímitesdelglaciarysuscambiosmorfológicospara el periodo 2001-2007.

•Determinarlatasaderetrocesodelglaciarenfuncióndelasáreascalculadas.

•Determinarladistribucióndelalbedoenlasuperficiedelglaciara partir del procesamiento de cada una de las imágenes.

•Apartirdelcálculodelalbedo,determinardeformacualitativael régimen glacial calibrando los resultados con lo obtenido del modelo de balance de energía puntual.

•Establecerlosefectosdelaradiaciónenloscambiosyevolucióndel glaciar.

notas

1 Kääb, 2005.2 Kääb, 2002. 3 Paul et al., 2002.4 Keiffer et al., 2000.5 Paul et al., 2004.6 Paterson, 1994.7 Lorenzo, 1964.8 Lorenzo, 1964; Waitz, 1910; Blázquez, 1957.9 Delgado Granados, 1997; Delgado Granados, 2007.

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Introducción 19

10 Delgado Granados, 2007.11 Julio Miranda y Delgado Granados, 2003.12 Por ejemplo: Kääb et al., 2003; Kääb et al., 2003a; Kääb, 2005a.13 Mölg y Hardy, 2004. 14 Ontiveros, 2007.15 Mölg y Hardy, op. cit.16 Ontiveros, op. cit.17 Kääb, 2002.18 Por ejemplo: Álvarez y Delgado Granados, 2002; Julio Miranda y Delgado Grana-

dos, 2003; Delgado Granados et al., 2006; Schneider et al., 2008.19 Delgado Granados et al., 2006.20 Por ejemplo: Lorenzo, 1964; Palacios y Vázquez-Selem, 1996.21 Ontiveros, op. cit.

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Capítulo 1

Marco conceptual

Glaciares

¿Qué es un glaciar?

continuación se enlistan algunas de las definiciones dadas por distintos autores e instituciones.

• Lliboutry1

Se llama glaciar a toda masa de hielo perenne, formada por acumulación de nieve, cualquieraque sean susdimensiones y su forma.Cuando el glaciaradquiereciertoespesor,fluyebajosupropiopesohacialasalturasinferiores.

ConsiderandoloseñaladoporPostet al.,2 esta definición se complica porque:

1. Incluso la nieve invernal o estacional muestra propiedades de flujo.

2.Puedenexistirmasasdehieloperennededimensionesimpor-tantes,peroquenoevidencianpropiedadesdeflujo.

3.Glaciaresanteriormenteactivospuedenestancarseycesandemostrarevidenciasdeflujo.

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4. Acumulaciones de hielo perenne alimentado por avalanchas desde glaciares activos colgantes, frecuentemente muestran poco movimiento.

•NationalSnowandIceDataCenter(nsidC), US3

Un glaciar es una masa de hielo que se origina en tierra, por lo general con un área de más de una décima parte de un kilómetro cuadrado; muchos creen queunglaciardebemostraralgúntipodemovimiento;otroscreenqueungla- ciarpuedemostrarpruebasdemovimientopasadoopresente.

•Whittow4

Unextensocuerpodehieloquepresentaevidenciademovimientocuestaabajo,bajolainfluenciadelagravedadydelasformasderecristalizacióndelaneviza.

• Keary5

Unamasadehieloynievequesedeformadesciendecuestaabajoporsupro- pio peso si éste es suficientemente grueso.

• IntergovernmentalPanelonClimateChange(ipCC)6

Unamasadehieloquefluyehaciaabajoporaccióndelagravedad(mediantedeformacionesinternasy/odedeslizamientoenlabase)ysevelimitadaporlosesfuerzosenelinteriorylafricciónenlabaseyaloslados.Unglaciarsemantieneporlaacumulacióndenieveagranaltura,equilibradoporlafusiónabajaalturaodescargaenelmar.

• GlobalLandIceMeasurementsfromSpace(glims).Lasiguientedefinición se ha propuesto con fines particulares, por lo que sedebetenerencuentaqueseadaptaalapercepciónremotay,por tanto, no implica movimiento de hielo.7

Unglaciarsecomponedeuncuerpodehieloynievequeseobservaalfinalde la temporada de deshielo o, en el caso de los glaciares tropicales, después de latransicióndelanieve,cuandoéstasederrite.Estoincluye,comomínimo,todoslosafluentesyalimentadoresquecontribuyenalhieloglaciarprincipal,ademásdetodoslosdesechoscubiertosporhielo.Seexcluyentodoslosex-puestossobretierra,incluidoslosnunataks.

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Marco conceptual 23

Delasdefinicionesdeglaciaranteriorespuedeversequedelalíneadeinvestigación que persiguen los diferentes estudios glaciológicos depen-decómoseadoptaunadefiniciónparticular.PuestoqueesteestudioabarcadiferentesaspectossobrelaevolucióndelGlaciarNorte,lade-finiciónmásadecuadaylaqueseajustamejoralosestudiosdesarro-lladosyalasdimensionesdelasuperficiedelglaciar,esladelCentroNacionaldeDatosdeHieloyNieve(nsidC por sus siglas en inglés); ademásdequeconellapodemosmanejarelhechodequeelglaciarmuestra patrones de movimiento durante su evolución.

Las glaciaciones

Enlaactualidadlosglaciarescubrenaproximadamente10%delasuper-ficie de la Tierra. En términos geológicos, estamos viviendo una era gla- cialqueempezóenlaAntártidahaceunos35millonesdeañosyquesereflejaenlasgrandescapasdehieloactualdelospolos;aunquemásrecientemente nos econtramos en un periodo interglacial de esta era, caracterizadoporeldesequilibriodelossistemasglacialesenelmundo.

Visto desde el espacio, nuestro planeta despliega diferentes colores: azul,verde,caféytonosblancos.Sinembargo,elblanconosoloindicalapresenciadenubes,sinotambiénlacriósfera,esdecir,lapartedelaTierradominadaporglaciares,hieloymarescongelados.8

Lasetapasrecientesdeestaeraglacialincluyenmuchasalteracionesentrelosperiodosdemáximosglacialesylosinterglaciales,cuandolaextensióndelhieloesmenor,comoennuestrosdías.Porloque,dadosloscambiosenlascondicionesclimáticaspresentesenlaTierraenesteperiodointerglacialyelaumentodelefectoinvernadero,lapreguntasería:¿estoscambiostraeránconsigolapérdidamasivadelascubiertas dehieloquequedanhoydía?, siesasí, ¿cómoserá?Larespuestaaes- taspreguntasesunretomayor,yaquelasdiversasmasasdehielorespon-dendeformadiferentealoscambiosclimáticos;teniendocomocomúndenominador que la tendencia actual es de retroceso, lo cual indica queseestánadelgazandoporpérdidademasa.Siestoscambiosllega-ranasucederdeformaacelerada,losefectosyconsecuenciasseríandosgrandesflujosdeaguaprovenientesdelasregionespolaresdelmundo.9

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Alolargodesuhistoria—4600millonesdeaños—laTierrahaexperimentadovariaserasglaciales.Losglaciaresdeescalacontinentalsedesarrollaronocasionalmenteendiferentesetapassobretodosloscontinentes.InclusoenelSaharayenlamitaddeAustraliaquehoyalbergandesiertoscálidos,tambiénenzonastropicalesdeBrasil,dejan-dohuellasdesupresenciaalmenoshacemillonesdeaños.QuizálamásextensaglaciaciónexperimentadaporlaTierraduróalrededorde600o700millonesdeaños,porloquealgunoscientíficoshancoincididoenqueexistióenesaépocaunacubiertaglobaldehielo,conocidacomo“TierraBoladeNieve”.Lamayoríadelosglaciaresdemontañaactualessehanformadodesdelallamada“PequeñaEdaddeHielo”—1750-1850d.C.—.Sinembargo,latendenciarecesional,ligadaalau-mentodetemperaturas,predicequepara2100d.C.sepodríaperdermásdelamitaddelvolumendelosglaciaresubicadosenlasmontañasde todoelplaneta.ElhieloglacialpresentaaspectosmuyimportantesparalaTierraylahumanidad,muchosdeéstosnonecesariamenteparasu beneficio,perohanestadopresentesalolargodesuhistoria.Sincon-siderarelaguasubterránea,losglaciaresrepresentan80%delaguadulcedelmundo,lacualpodríaabastecerampliaszonasdeÁfrica,elMedioOriente o Australia.10

Porlotanto,hoydíaelestudiodelosglaciaresmarcaunalíneaim- portantedeinvestigación,yaqueelconocimientoyexplicacióndesuscambiosysuestrecharelaciónconelcalentamientoglobal,elcualten-dríaunimpactodirectosobrelainteraccióndeestossistemasconloshumanos, es el marco para su análisis.

Tipos de glaciares

Losglaciaressonclasificadoscomúnmentedeacuerdoconsuforma,surelaciónconelentornoysutopografía,peroalgunosestánclasificadosconbaseenladistribucióndetemperaturadentrodelhielo.Sinem-bargo,debemostenerencuentaqueesasdistincionesnosonestrictasyqueexistentransicionesentretodosesostiposdeglaciares.

Deacuerdoconlazonaclimáticaenqueseencuentranlosglaciares,éstosseclasificanentropicales,delatitudesmediasypolares.11 Esta

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diferenciaciónobedecealaformaenquelaradiaciónsolarincidesobre lazonadeinterésyalamaneraenquesecomportalahumedadllevadaporlacirculacióndelaatmósfera.Enseccionesposterioressedescribenlosglaciarestropicalesquesonlosmásparecidosalosmexicanos.

Glaciares de montaña

Loscamposdehieloenlaszonasaltasohighland icefields son capas de hielo glacial semicontinuas que ocupan varios kilómetros cuadrados, sepultandomuchosdelosrasgosdelsuelosubyacente.Estetipodegla-ciaresescomúnenregionespolaresysubpolares,talescomoelsurestedeAlaska,laPatagoniaypartesdelapenínsulaAntártica.Algunosotros,máspequeños,puedenlocalizarseenotrasáreasdealtamontañaenlatitudesmástempladas,dondelasmontañasmásaltassobresalenpor encima del hielo como nunataks—picosmontañososqueemer-gendelterritoriocubiertoporunglaciarsinestarcubiertosdehieloellosmismos—ydondelasuperficiedelhielovaríaconstantemente.Estasuperficiedehielorugosoreflejalatopografíaqueestápordebajo.Losglaciares de valle —valley glaciers—fluyencomúnmenteenvariasdireccio-nes a partir de los campos de hielo.

Elhieloagranaltitudpuedefluirhaciaabajo,yaseaprovenientedelascapasyplacasdehielo—masasdehielodemilesdekilómetroscuadrados de superficie—, de los campos de hielo de tierras altas, o de los circos—anfiteatrosdemontañaformadosporunglaciardebidoalaerosión que éste produce—. Otra forma es en estructuras conocidas como glaciares de salida,estas“lenguasdehielo”,típicamentededece-nasdekilómetrosdelongitud,fluyencuestaabajohaciaregionesqueestánmuypordebajodelalíneadelanieve,inclusoenregionesdebosquestempladoslluviosos,comoalgunasdeAlaska,NuevaZelandayChile.12 En latitudes altas, muchos valles glaciales penetran en el mar, dondeéstospermanecenjuntos,yaseaenterradosoflotando,porloque se les conoce como glaciares de intermareas.

Enlugaresdondelasmontañassedesplieganenlargosvallesopla-nicies,losglaciaresdevalleseextiendenenextensoslóbulosllamadosglaciares de piedemonte.ElmejorejemploeselglaciarMalaspina,enelsureste de Alaska, que mide unos 79 kilómetros.

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Glaciares tropicales

Elconocimientoquesetieneacercadelosglaciaressehaobtenidodirectamente del estudio de algunos casos, como los de los Alpes. Estos estudios han llevado a investigadores a la necesidad de comparar el comportamientoconotrosglaciaresfueradeesazona,conlafinalidaddeobtenerunmejorconocimientodeellos.Sinembargo,elcompor-tamientodelosglaciaresenlosAlpesnoescomparableconeldeotraszonas,yaquelascondicionesclimáticasylasvariacionespropiasdellugarhacenqueéstosadquieranotradinámicaypresentendiferentescaracterísticas.Muchosde los glaciaresdeotras zonasnopresentanlímitesmarcadosdeacumulaciónyablación,ademásdequenosonlostípicosglaciarescaracterizadossoloporeláreadenevizaylalengua. Sucomportamientoestancomplejoenlosclimasdealtamontañaqueesdifícilreconstruirlosconbaseenlasideasquesetienedelosglacia-res alpinos.13

Enlaactualidadlasituaciónnohacambiadomucho,yaqueelconocimientodelosglaciaresdealtamontañaestáaúncentradoconbaseenlosestudiosdelosglaciaresalpinos;apesardelostrabajoshe-chosporLliboutry,14Whittow,15Hastenrath,16Kaser,17entreotros.Laspreguntasylosproblemasseincrementanparalaglaciologíadelasmon-tañastropicales;éstassontanimportantescomolasquesurgenparalos glaciares en otras regiones del mundo.

Lasmedicionesycaracterísticasdelclimavaríanentrelaszonastem-pladasylaszonasdelatitudesbajas;particularmenteenestasúltimasla atmósfera es en gran parte homogénea. Esto es particularmente cier-tosoloparaelcaráctertérmicodelaatmósfera.Porloquelarelaciónqueexisteentrelosglaciaresyelclimaenzonastropicalesesdifícildedefinir,puestoquelaprecipitaciónenestaszonasmuchasveceses- tá determinada por diversos fenómenos naturales relacionados con su posicióngeográficaylasanomalíasclimáticasenesaslatitudesbajas.

Existendiferentesconceptosycualidadesparacaracterizarydeli-mitar los trópicos; muchos de éstos surgen con el fin de clarificar el puntodevistaastronómicoydefinirmejorlascondicionesdefrontera.Lamayoríadeestosconceptossebasaenlasdelimitacionesclimatoló-gicas de los trópicos.

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Desdeelpuntodevistaglaciológico,lageometríadelaradiación,asícomolageometríatérmicaylascondicionesdehumedadsonvaria-blesdeinterésespecial.

Astronómicaygeográficamente,lostrópicossonlatitudesperfec-tamentebiendefinidas.Elhechodequesolounavezporañoenlostrópicos,ydosdentrodeéstos,elSolalcanceelzeniteslaprincipalrazónde que la variación anual de la temperatura del aire sea menor que su variación diurna. Esto, comparado con otras delimitaciones térmicas, tambiénesciertoparamontañasagrandesaltitudesconningúnotrotipodelimitaciones.Debidoalosdiferentestiemposdereaccióndelatemperaturadelairealosporcentajesdecalordelasdiferentessuper-ficiesdelaTierraybajolainfluenciadelosprocesosadvectivosenlosocéanosylaatmósfera,laslíneasquetienenigualvariacióndiurnayanualdelatemperaturadelaire(ΔT

d=ΔT

a) en el hemisferio sur están

ensumayorpartealsurdeltrópicoastronómico,mientrasqueenelhemisferionorte,conmayorsuperficiecontinental,dichaslíneasestánmáscercadeltrópico.Estalíneadeequilibrioesunadelimitaciónmuyusada para la investigación de las temperaturas climatológicas.

Lacomplejainteracciónentrelascondicionesenergéticasyladi-námicadelacirculacióngloballlevaaunaltogradodehomogeneidad térmicadelaatmósferatropicalconrespectoaltiempoyalespacio.18

Lascondicionesdehumedadenlostrópicosestánestrechamenteligadas con la posición del Sol. El Ecuador meteorológico es térmica ydinámicamenteinducidoporlacirculaciónglobal.Enelcentrodeesta circulación tropical predominan los procesos ligados, éstos están caracterizadosporlasvariacionesdiurnasdelaradiaciónsolar,lahu-medadenelambienteyelrelievelocal.Retrasadoporunaspocasse-manas con respecto a la oscilación del Sol, este ecuador meteorológico, llamadolaZonaIntertropicaldeConvergencia(itCz por sus siglas en inglés)(véaseimagen1),alcanzasupuntoderetornounavezalaño,causando dos estaciones de lluvia más o menos distintas entre estos puntos de retorno.19

Ladistribucióndelasmasasdetierrayelaguaevitaquesedéunaoscilación espacialmente uniforme de la itCz,yaquelaaltacapacidadcaloríficadelaguarestringesuoscilación,mientrasqueéstaseextien-deaúnmássobrelassuperficiescontinentalesdurantesurecorrido

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anual.Másalládeestavisiónsimplificadaexisten,desdeluego,proce-sosmáscomplejosenlostrópicos,talescomolasafluenciasdeairefríodesdelaszonastempladas,laaparicióndemonzones,lascorrientesenchorrodebajonivel,lasondasdelesteoelcomplejofenómenodeElNiñoOscilacióndelSur(enso).Sinembargo,unmodelosencillopuedesereficienteparadefinirloslímitesdelostrópicosy,consecuen-temente,unadefiniciónde“glaciartropical”:

•Lageometríadelaenergíasolarentranteenlostrópicosescla-ramentediferentedelaincidenteenotraszonasdelplaneta,yaqueenlostrópicosserecibelamayorcantidadderadiaciónsolaralolargodelaño.

•Engranmedida,laatmósferatropicalencadaaltitudes,desdeel punto de vista térmico, continuamente homogénea, dentro delaslíneasdondelavariacióndiurnadelatemperaturadelairees igual a la variación anual de la temperatura.

•EsteEcuadormeteorológico,queoscilatemporalmente,causadeunoadosperiodosdelluviay,juntoconlainteracciónconlasextensaslluviasdelosbosques,generaáreasqueestánsiemprehúmedas.

Porestarazón,losglaciaressolosellamantropicalescuandoseubicanenzonasquecumplenclaramenteconlastrescualidadesdefinidasyquecaracterizanalazonaintertropicaldeconvergencia.Enelcasodelosglaciares que estén dentro de los trópicos astronómicos pero fuera de la itCz,hayquehacerdiferentesconsideracionesparaelporcentajedemasayenergía.20Entalesregiones,laevaporaciónylasublimación,entreotrasvariables,tienenunpapeldeterminanteenlosprocesosdeablación.

LasmontañasmexicanasestánfueradelaitCz(véaseimagen1),inclusosiexistenestacioneshúmedasysecassimilaresalasdealgunas regionesenlostrópicos.Larazóndeestoesquelacirculacióndelhemis-ferio norte llega hasta el hemisferio sur durante su invierno, causando condicionesáridasdesdediciembrehastaabril.YlosvientosalisiosdelnorestetraenhumedaddesdeelCaribeentremayoyoctubre.21

Asíquelosglaciaresmexicanosnoson“tropicales”bajolasrestric-ciones definidas anteriormente. En sentido estricto, no siempre se pue-

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dendefinirclaramentelasposicionesextremasdelaitCzyéstasnosonlasmismascadaaño,porloqueesmejordefinirlaposiciónmediadela itCz,bajo lacualquedadeterminadalaposicióndelosglaciaresmexicanos.

Glaciares mexicanos

EnMéxicoexistenglaciaressoloenlosvolcanesPicodeOrizaba—Ci-tlaltépetl—eIztaccíhuatl,yaquelosglaciaresdelPopocatépetlhandesa- parecidoenañosrecientes.22Conunaaltitudde5675msnm,losglaciaresdemayorextensiónsonlosdelvolcánCitlaltépetl.

Elconocimientodelosglaciaresmexicanosinicióconlarealizaciónde inventarios glaciales.23Sinembargo,enañosrecientessehanrea-lizadoestudiosparacomprendersudinámicay,enparticular,laad-quisición de datos meteorológicos enfocados a la determinación del balancedeenergía.24

Métodos glaciológicos

Determinación y mapeo de las áreas glaciales

Actualmente,elmonitoreodelosglaciaresenaltamontañasehaceconbaseennuevastécnicas.Yaquesetratadesistemasnaturalesqueinvo-lucransuperficiesdehieloquecambianatasasquehistóricamentenosehabíanregistrado,25esnecesarioqueelmonitoreoylasmedidasde prevenciónestén a laparde los cambiospresentes, considerandoestudiosymedidascadavezmásprecisossobrelaevolucióntemporalydinámicadelosglaciares.

LasnuevastecnologíasparalaobservacióndelaTierra—ylaapli-cacióndelapercepciónremotaylossig— permiten a los investigadores adaptarlasalmonitoreodezonasdedifícilacceso.

Deloanterior,unaspectoimportanteenelestudioglaciológicoyevolutivodelosglaciareseselmapeoymonitoreodeloslímitesyextensionesglaciales.Pormediodeestosmapeosesposiblecontarconinventariosglaciológicosqueabarquenloscambiosfísicosymorfológi-

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cosdelosglaciaresmexicanoseninteracciónconelmedio.Esnecesa-rioaclararque,alolargodeestetrabajo,alosconceptosdecartografíaycartografiar se hace referencia con los términos coloquiales de mapeo ymapear,respectivamente.

Lafirmaespectral,queeselcomportamientodeunobjetoalinte-ractuarconlaradiación,absorbiéndolayreflejándolaenciertaslongi-tudesdeonda,describeeidentificalosdiferentestiposdesuperficiesycoberturas.Medianteelprocesamientodelasimágenessatelitalessepuedenclasificarlosdiferentestiposdecoberturasysuperficies,26 aplicando alguno de los siguientes métodos:

•Clasificación dura y suave.Basadasenlaidentificaciónydefinicióndigitaldeformavisualdeclasesocoberturasenelterreno,esta-bleciendositiosdeentrenamientoparacadaunadelasclases.27

•Clasificación manual, supervisada y no supervisada.Basadasenelagru-pamiento de forma digital de las clases espectrales naturales pre-sentes en la imagen —reconocimiento espectral de patrones—, las cuales posteriormente son clasificadas por interpretación humana omediantelasfirmasespectralesdelasdiferentescoberturas.28

•Clasificación paramétrica y no paramétrica.Basadasenladistribu-ciónestadísticadealgunaclaseenparticular.Cuandoexisteelconocimientodeestadistribuciónserealizaunaclasificiónpara-métricaycuandonoexistetal,serealizaunaclasificaciónnoparamétrica.29

•Segmentación espectral y espacial.Basadasenlarelaciónexistenteentrepíxelesvecinosypíxelesconlamismarespuestaespectral.30

•Clasificación espectral.Basadaenlarespuestaespectraldelasdife-rentescoberturaspresentesenlaimagen.31

Elúltimoinventariosuizo,de1973,fuecompiladoapartirdefotogra-fíasaéreassobreponiendoloslímitesglacialesamapastopográficosdeescala1:25000.32Conlaplanimetríamanualsededujeronparámetroscomoeláreaglacial,ymediantelasmedicionesenlosmapasvariables,lalongitudylaselevacionesmáximaymínima.33

EnMéxico,estetipodeestudiosserealizódeigualformapormediodefotografíasaéreas.Sinembargo,losnuevossensoresmontadosenlos

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satélitesnospermitenmedirtantoloscambioseneláreaglacialcomolos parámetros antes mencionados. El sensor aster,abordodelsatéliteTerra,cuentaconaltascapacidadesespectrales,espacialesyestereoscó-picas,querecientementeseaplicanalmonitoreoyestudiodemuchosde los glaciares en el mundo.

Conelprocesamientoadecuadodelasimágenescaptadasconestetipodesensoresyconeltipodeclasificaciónadecuadoalproblema,esposibleobtenerlaevolucióntemporaldeloscambiosocurridosenlassuperficiesglaciadas,únicamenteconsiderandodesdeluegolaexisten-ciadeestasimágenesendiferentesfechasylaeficienciadeéstasparaelcaso de glaciares con áreas menores a un kilómetro cuadrado.

Estostiposdesensoresestánconformadospordiferentesbandasquerecibenpartedelespectroelectromagnéticoencadaunadeellas.Elsensor astersecaracterizaportenerbandasenlosespectrosvisible,infrarrojoytérmico.Conestasbandasyconlaóptimaclasificaciónsedeterminanlasextensionesglaciales;enparticularmedianteelusodelasbandas3Ny4(veáselasección“Imágenes aster”,enelcapítulo3),lascualescuentanconunaresoluciónespacialde15y30metros,respectivamente,ademásdequecubrenelrangodelrojoeinfrarrojocercano en el espectro electromagnético, donde la reflectancia de la nievepresentaporcentajesmáximosymínimos.

Conbaseenlomencionado,ydadoquelasuperficiecubiertaporelGlaciarNorteenelvolcánCitlatépetlespequeñaencomparacióncon glaciares como los de los Alpes, el análisis de las imágenes aster paraladelimitaciónmanualdeloslímitesdelglaciarapartirdeunasegmentaciónespacialdelascubiertasdehieloynieveenlasimágenes,fuelabasedelametodologíaadesarrollarposteriormenteparaladeter-minaciónyelmapeodeláreaglacialdelGlaciarNorte.

Enelanálisisyprocesamientodelasimágenesdesatéliteesfactibleusardosdelosdiferentesmétodosquepermitenobtenerunrealcedelaimagen:lacorrecciónatmosféricayelcocientedebandas.Elprimeroesunpasoesencialenlaextraccióncuantitativadelosvaloresderadian-ciaabsolutadelterreno,debidoalarespuestaespectralefectivadelasuperficie de estudio34pero,asuvez,estemétodosustentalosresulta-dosdelprocesamientodelasimágenesyrealzalarespuestaespectralde lasbandasenlasqueladispersiónatmosféricaafectadeformasigni-

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ficativa.Enelsegundométodo,elcocientedelasbandas3Ny4delsen- sor asterqueestánenlaslongitudesdeondadelrojo(0.78-0.86μm)einfrarrojocercano(1.60-1.70μm)delespectroelectromagnético—pre-viamentecorregistradas—,nospermitedistinguirlaszonascubiertasporhieloynieve,yaquelarespuestaespectraldeestassuperficiespre-sentaunamarcadaabsorcióndelaradiaciónenlaslongitudesdeondadelinfrarrojocercanoydealtareflectanciaenelvisible;porloque,además,unacorrecciónatmosféricayuncocientedebandasresaltaríaaúnmástalesrasgos(véaseimagen15).

Balance de masa

Losglaciaressonimportantescomponentesdelciclohidrológicoenáreasmontañosasyenregionespolares;tambiénsonindicadoresdelcambioclimáticoeimportantesfuentesnaturalesdeinformaciónquepuedensermonitoreadasymanejadasadecuadamente.35

Ensusestudiosdelbalancedemasa,losglaciólogosdediferentespaísesdefiníandeformadiferentetérminoscomoelbalancetotaldemasa,elbalancedeinviernoyelbalancedeverano;loquehacíadifícillacomparacióndelosresultadosobtenidosapartirdecadaunodeesosestudios.Enlaactualidadsehanestandarizadoporpartedeauto-res como Ahlmann36cuyasdefinicionescomenzaronadocumentarseen los reportes de la unesCo.

DeacuerdoconAhlmann,laacumulaciónincluyetodoslospro-cesosqueincrementanlamasadelglaciar;laablaciónincluyetodosaquellosprocesosqueretirenmasa.Unañodebalancepuedeserdefi-nido como el tiempo entre la formación de dos superficies consecutivas de verano.

Deformageneralparalosglaciarestemplados,enlaprimerapartedelreporteanual,unacurvaquerepresenteelbalanceconrespectoaltiempomostraráunatendenciadeincremento.Elvalormáximodelbalanceduranteunreporteanualesllamadoelbalancedeinvierno(b

w).

El tiempo transcurrido para que este valor sea alcanzado—esto es,elfinaldelperiododeacumulación—divideelañoenunaestacióndeinviernoyunaestacióndeverano,tambiénllamadasestaciónde

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acumulaciónydeablación,respectivamente;locualesválidoparaelhemisferionorteytambiénparaelsur.

Aloscambiosenlamasadurantelaestacióndeveranoselesllamabalancedeverano(b

s).Elbalancetotallocal(b

n) —es decir, en un solo

puntosobrelasuperficie—eselcambioenelbalancedemasaduranteunañoypuedeserexpresadocomolasumaalgebráicadelbalancedeinviernoyelbalancedeverano,olasumadelaacumulacióntotal(c

t)

ylaablacióntotal(at):

b

n = b

w + b

s = c

t + a

t

Elbalancedeverano(b

s)ylaablacióntotal(a

t) normalmente son negati-

vos,yelbalancedeinvierno(bw)ylaacumulacióntotal(c

t) positivos. El

balancetotalpuedeserpositivoonegativodependiendodelascondi-cionesparticularesenelañoestudiado.Todoslosvaloresestándadosenmetrosdeaguaequivalente(véaseimagen2).

Losprocesosquecambianlamasadelglaciargeneralmentetienenlugarenunacaparelativamentedelgadasobresusuperficie.Sinem-bargo,comoelbalancedemasaeslavariaciónenlamasatotaldelglaciar,losprocesossubglacialesysobreglaciarestambiéndeberíanserestudiados.

Enelcasodeglaciarestemplados,laacumulaciónylaablaciónsub-glacialsonmuypequeñascomparadasconlosprocesosquetomanlugar sobreocercadelasuperficie.Elprocesomásimportantequesellevaacabobajolasuperficieeseltransporteverticaldemasa,relacionadocon el calentamiento del glaciar.

Lamayorpartedeltransporteverticaldemasapermanecedentro del cuerpo de nieve que se origina desde la respectiva estación de invier-no.Sinembargo,algodelaguaquesefiltrapodríapenetrarlasuperficiedeveranoycongelarsedentrodelaneviza,siéstatienetemperaturasbajocero.

Normalmenteelbalanceanualesdediferentevalorenvariaspartesdelglaciar,porlotanto,senecesitalaintegracióndelbalancedemasaendiferentespuntossobreél,lacualmuchasvecesnopuedeserdefi-nida claramente con respecto al tiempo.

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Elbalancedeinviernoseobservatancercadelfinaldeestatem-poradacomoseaposible,paramedirconprecisiónlaacumulacióndemasayquelosprocesosdeablaciónnointerfieranenlasmediciones;yaquecuandocomienzanaformarsecapasdehieloenelcuerpodenieve,estassuperficiesnopuedenmantenerseestables,porloqueesimportante encargarse de la medición de la nieve antes de que comience laestacióndeveranoyseformenestascapasdehielo.

Balance de energía

ElSoleslamayorfuentederadiaciónelectromagnéticarecibidaenlasuperficieterrestre.Lacantidaddeenergíaincidentefueradelaatmós-feraterrestreaunadistanciapromedioentrelaTierrayelSoleslallamada“constantesolar”,cuyovaloresde1368W/m2.Lasuperficieterrestrerecibesiempremenosdeesacantidadyaquepartedeestaradiaciónsedispersahaciaelespacioyotraparteesabsorbidaporlasnubes,elvapordeaguayelozonoenlaatmósfera.Asimismo,partede laradiaciónrecibidaenlasuperficieterrestreesreflejada,locualdepen-dedeltipodesuperficie.Lasuperficieterrestreemiteradiaciónelec-tromagnética de onda larga, parte de ésta escapa al espacio, la que resta esreabsorbidaenlaatmósfera,principalmenteporelvapordeaguayeldióxidodecarbono.EstaretencióndeunapartedelaenergíaprovenientedelSolesloqueproduceelllamado“efectoinvernadero”—green house effect—.PuestoquelaTierrasecomportacomouncuerponegroconsumáximodeemisiónenelinfrarrojomedio(10μm),la radiación electromagnética que llega a la superficie en el rango del in-frarrojoesabsorbidacompletamente.37

Existendosprocesosquetambiéntransfierencalorentrelasuper-ficieterrestreylaatmósfera:elprimero,porelcualseconducecaloralasuperficiesiéstaestámásfríaqueelairequeestásobreella—porlo que la superficie pierde calor si está más caliente que el aire que la rodea—,aestoseleconoceconelnombrede“calorsensible”.Asimis-mo,lasuperficiegana“calorlatente”cuandoelvapordeaguaenlaat-mósferasecondensasobreéstaypierdecalorcuandoelvapordeaguaseseparadeella.Lacantidaddecalortransferidoporestosprocesosseincrementaconelgradodeturbulenciaenlaatmósfera.

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Laimagen3esundiagramaesquemáticodelbalancedecalor.La“radiaciónnetadeondalarga”esladiferenciaentrelaradiaciónemitidaporlasuperficieylarecibidadelasnubes,vapordeaguaydióxidodecarbono.

Losnúmeroseneldiagramasonvalorespromedioanualesy laradiaciónsolarabsorbidaesbalanceadaporlosflujossalientesdelara-diacióndeondalarga,elcalorsensibleyellatente.Enperiodoscortosdetiempo,lostérminosnosebalanceanyporlotantolatemperaturade lasuperficiecambia,lanieveyelhielosederritenoelaguasobrelasuperficiesecongela.Paralanieveylasuperficiedehielo,lafracciónderadiaciónsolarincidentequeesreflejadaporlasuperficieesmuchomásgrandequeel4%mostrado;paranievefrescapuedesertangrandecomo90%.

Sinohaytransferenciadecalorhorizontal,laconservacióndelaenergíarequiereque,encualquierpuntosobrelasuperficie,encual-quier instante, se cumpla:

M + DG = R + H – Lv E + L

f P’ (1.1)

donde:

M=Calorusadoparaderretirlanieveyelhielo.Sielaguaderretidase congela dentro del montón de nieve, este término repre-senta una ganancia de calor, por lo tanto es negativo.

ΔG=Razóndegananciadecalordelacolumnaverticaldesdelasuperficie a las profundidades en las cuales la transferencia verticaldecalorseadespreciable.

R=Radiancianeta.H = Tasa de transferencia de calor desde el aire a la superficie por

turbulencia,dondeelaireesmáscalientequeenlasuperficie.Si la superficie es más caliente que el aire, H es negativa.

Lv=Calorlatentedevaporización(2.8x106 JKg-1).

E=Tasadeevaporizacióndesdelasuperficie,silapresióndevapordeaguadesciendeconlaaltura.Sihaycondensaciónsobrelasuperficie, Eesnegativa.Laturbulenciaincrementalatasadetransferenciadevapordeaguaentrelaatmósferaylasuper-ficie.

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Lf= Calorsensibledefusióndelhielo(3.34x105 JKg-1).

P’ = Tasa de precipitación de lluvia. El calor formado por la lluvia esdespreciabledonde la superficie seestáderritiendo,peropodríasersignificativosilalluviasecongela.

Laradiaciónnetaestádadapor:

R = Q(1–a) + Ii – I

0 (1.2)

donde:

Q=Cantidadderadiaciónsolarincidente—directaydifusa—enlasuperficie.

a=Albedodelasuperficie—razónentrelaradiaciónsolarrefleja-daylaincidente—.

Ii= Cantidadderadiacióndeondalargaincidenteenlasuperficie.

I0=Cantidadderadiacióndeondalargaemitidaporlasuperficie.

Elobjetivodirectodeestudiarelporcentajedecalor—balancedeener-gía—esmediroestimarlosvaloresdecadatérminoenlaecuación(1.1)sobreunperiododetiempo,usualmenteeldelatemporadadeabla-ción,otambiénparacalcularMyasítambiénlaablaciónapartirdelosvaloresmedidosdelosotrostérminos.Lasmedicionesdebenha-cerseduranteperiodoslargosybajoungrannúmerodecondicionesclimáticas.

Mediciones de la acumulación

Elespesortotaldelanievequeseacumulasobrelasuperficiedelglaciardebemedirsealfinaldelaestacióndeinvierno.ParamuchosdelosglaciaresenCanadáyelsurdeNoruegaestosehaceenabrilomayo.Paraentonceslanievecomenzaráadesaparecer—porevaporación—delasuperficiedelglaciardebidoalafuerteradiación,aunquelatempe-raturadelairesigapordebajodelos0°C.Unaacumulaciónadicionaldenievepuededarsedurantemayoyjunioeincrementarelbalancede

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inviernomedidoenabril/mayo,enelhemisferionorte.Debidoaesospequeñosperiodosdeacumulaciónalolargodelaño,paraestudiarla tasa de acumulación durante el invierno es necesario hacer muchas visitasacadaglaciarymedirencadaunadeellaslaacumulación.Losmétodos son similares a aquellos que se usan al final de la estación de ablación.

Laacumulacióno,deformamáscorrecta,elbalancedeinvierno,tantoparaelhemisferionortecomoparaelsur,seexpresaenunidadesdeaguaequivalente.Porloqueesnecesariomedirlaprofundidaddelanieveyaplicarunfactordedensidaddelanieveparacalcularelaguaequivalenteencadapuntodemedición.Sinembargo,mientrasqueladensidaddelanievepareceserrelativamenteuniformesobregrandesextensiones,laprofundidaddeéstavaríadeformaconsiderableinclusoenáreaspequeñas;estohacenecesarioobtenerunagrancantidaddemedicionessobrelaprofundidaddelanieveencomparaciónconlaspocas mediciones de su densidad.

Laprofundidad de la nieve se mide mediante sondeos o por sondas de medición que son incrustadas en el glaciar en la estación previa de ve-rano o, como en nuestro caso, mediante el uso de sensores de distancia quemidenentiemporealladistanciaalanieve.Ladensidad de la nieve semidepesandounvolumenconocidodenieve,obtenidodelcúmulodenievereciente,elcualestásobrelasuperficiedeveranoosobrelasuperficiedehieloanterior.Losresultados,enunidadesdeaguaequi-valente, determinados en diferentes lugares, son usados para calcular el balancedeinviernototal,expresadoenmillonesdeaguaequivalente.Esta cantidad, normalmente se divide por el área total del glaciar, para obtenerunvalorpromedioexpresadoenmetros.Ésteeselespesordelacapadeagua,distribuidainclusosobretodalasuperficiedelglaciar,querepresentael“ingreso”totaldelglaciarenlaúltimaestacióndeinvierno.

Mediciones de la ablación

Laablacióndelglaciarcomprendetodoelmaterialexistentesobreésteque es removido por derretimiento, desprendimiento, evaporación o erosióndelviento.Elcomponentedeablaciónmásimportantesobre

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losglaciaresdemontañaeselderretimiento.Laablaciónenlosglacia-restempladossedaprincipalmenteensubase,yaquelatemperaturade ésta, por lo general, se encuentra en el punto de fusión, derritién-doseelhieloglacialporloscambiosdepresiónquesedansobreél;de- terminandoclaramentelaszonasdeablaciónyacumulación.Enelcasodelosglaciaresmexicanos,essusuperficielaqueseencuentraporlogeneral a temperaturas cercanas al punto de fusión, permitiendo que laablaciónsobretodasusuperficiepredomineporencimadelaes-casa acumulación.38Lainfluenciadelosparámetrosmeteorológicos—temperatura del aire, velocidad del viento, humedad, radiación, etcé-tera—enlosprocesosdeablaciónestádescritadeformaextensaenlaliteratura.39

Enlasaltasmontañas,yaseadentrodelaszonashúmedasdelostrópicosofueradeéstas,losflujosradiativoscontrolanelbalancedeenergíaenlaestacióndedeshielo.Sinembargo,apartirdelosestudiosrealizadossobreelglaciarZongo—Bolivia,16°Sur—,sehanencontra-dopruebasacercadelapérdidaconsiderabledemasaporsublimación.Esto,dadaslascondicionesdeextremaaridezdelaireenzonaseleva-das,laescasaprecipitaciónyelpococontenidodecalordelaire,puesésteesmuyligeroenzonasdegranaltitud.40Conbaseenestascondi- ciones,esimportanteconsiderarquelosglaciaresmexicanosestánex-puestosaunapérdidademasaglacialdebidoalasublimacióndelhielo,yaqueelambientesecopredominaenlazonadelglaciaryenlosalre-dedoreslamayorpartedelaño.

Lacantidadtotaldemasaperdidadelglaciarduranteelveranopodríallamarse“ablacióntotal”.Sinembargo,duranteunatemporadadeveranopuedeexistirunpocodeacumulación,porejemploconlasnevadas.Normalmenteestanievetiendeadesaparecerenelmismove-rano;porloquenosoloexisteelderretimiento“normal”delmaterialglacial,sinotambiénhayderretimiento“extra”deloqueseacumuladespués,locualdesdeluegoconsumeenergía.

Esimportanterelacionaradetallelaablaciónconlosfactoresme-teorológicos, por lo que es necesario registrar las nevadas de verano. Sinembargo,estopuedesercomplicadoymuycaro.Entonces,paramuchosdelosglaciaresqueseestudian,esposibleasumirquelacaídade nieve se trate como una lluvia normal en los glaciares templados,

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estoes,asumirquelaprecipitaciónliquidasedesagüadelglaciarynotienealgunainfluenciaenelbalancedemasa.

Ladiferenciaentreelvolumendelglaciaralprincipioyalfinaldelverano se denomina balance de veranoypuedeobtenersedelasobserva-cionesdelcambiorelativodemuchosdelospuntossobrelasuperficiedelglaciar.Loscambiosdelaselevacionesenlasuperficietambiénpuedenmedirseporfotogrametría,métodoutilizadoaúnparamedirelcambiodelvolumendeungrannúmerodeglaciaresenEuropa,NorteaméricayenalgunosglaciaresdeMéxico,comoeneláreaglacialdelPopocatépetl.41

Lavariaciónanualenlamasadelglaciar,queresultatantodelaacu-mulacióncomodelaablación,sedefinecomoelbalancedemasadel glaciar—unbalancenegativodemasasignificaqueelvolumendelglaciardiminuyó;unvalorpositivodiríaqueelvolumenhaaumentado—.

Lainformaciónsobrelaablaciónpuedeobtenersedelaposiciónde lalíneadelanieve—ubicadaalbordeinferiordelacubiertadenievedelinviernoanterior—alfinaldelaestacióndeablación;lacualnotienerelacióndirectaconlalíneaaltitudinaldeequilibriooela.Bajocondiciones iguales de derretimiento, ésta se situará más alto en un añodepocaacumulacióndenievedeinvierno,locualhacedifícilloscálculosdelbalancedeveranoconbaseenesteconcepto.Sinembargo,unaseriedefotografíasquemuestrelaposicióndelatransicióndelalíneadelanieveenelverano,puedeserútilparalaconstruccióndemapasdeablación.Talesfotografíasdebensertomadasenintervalosduranteelveranosobrepuntosentierrabiendefinidos.Tambiénsepuedenhacerestasmedicionesdeformaindirectaconbaseenlasimá-genes de satélite de alta resolución como las de aster; las cuales nos permitencalcularlaradiaciónnetasobrelasuperficiey,deformain-directa,nosmuestranlaszonasenlasuperficiepropensasaunamayorablación.

Los glaciares del volcán Citlaltépetl

ElvolcánCitlaltépetl—“MontañadelaEstrella”comolallamaronlosaztecas—,tambiénconocidocomoPicodeOrizaba,esunestratovolcánqueseubicaenlaparteorientaldelCinturónVolcánicoTransmexicano

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consucimaa5675metrossobreelniveldelmar(véaseimagen5).Elco- no final de la cima se terminó de formar durante las erupciones que tuvieron lugar entre los siglos xvyxvi.42Geográficamenteselocalizaalos19°02’delatitudNya97°17’delongitudO,amenosde100kilómetrosdelacostadelGolfodeMéxicoyaunos200alestedelaciudaddeMéxico,enelbordedelaMesetaCentral.Esteconovolcá-nicosobreyacealaSierraMadreOrientalyestáalineadodeformatalquecreaunaimportantebarreratopográficaqueseparalaaltamesetacentraldelasllanurascosterasdelGolfodeMéxico.43

ElCitlaltépetleselpicomásaltodeMéxico,elvolcánactivomásaltodenorteaméricayunodelosestratovolcanesmásaltosdelmundo,elcualcreceporencimadeunrelieveasimétricodeaproximadamente2900maloestey4300maleste.Elmaterialerupcionadodeestevol-cáncubreunáreadeaproximadamente1000km2. Su erupción más recienteocurrióen1687,yaquelaserupcionesquesedieronentrelos siglos xvyxviseextendieronhastaeseaño.44LaestratigrafíadelCitlal- tépetlreflejalacomplejaevolucióndeestevolcán.Lassecuenciasestra-tigráficas alrededor del cráter se pueden agrupar en tres etapas princi-pales de formación: 1) crecimiento de un gran estratovolcán ancestral llamado Torrecillas, el cual fue resultado de una fase predominante-mente efusiva; 2) construcción de un cono superpuesto —Espolón de Oro—y laextrusióndevariosdomossilícicosperiféricos;3) construc-cióndelconoactual—Citlaltépetl—yelemplazamientodevariosdomosdacíticossobrepuestos.45ElcrecimientodelvolcánTorrecillascomenzóhaceaproximadamente650000años.ElPicodeOrizabahatenidoacti-vidaderuptivaduranteelPleistocenoTardíoyelHoloceno,demaneraquelaactividadvolcánicaylaglacialinteractuaronconstantemente.46

ElavancemáximodelosglaciaresenelPicodeOrizaba,ydeformageneralenMéxico,ocurrióaproximadamenteentre10000y8500añosantes.Asuvez,existenevidenciasdedosimportantesavancesneogla-ciales. El primero identificado por las cadenas de morrenas alrededor delabasedelconofinalaunos4000–4400m,lascualesfuerondepo-sitadashace3000y2000años.47 El segundo avance corresponde a la pequeñaedaddehielo,lacualterminóenMéxicoamediadosdelsigloxix yenlaqueseformaronunaseriedemorrenasentrelos4400y4800mdealtitudenelPicodeOrizaba.48Enambosepisodiosneogla-

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ciales,losglaciaresseextendieronprincipalmentesobrelascuestasnorteyoeste.Esimportantemencionarqueelfinaldelúltimoperiodoerup-tivocoincideconelcomienzodelapequeñaedaddehielo;siestonohubierasidoasí,laactividadvolcánicahubieraderretidolascubiertasglaciales presentes.49

Durantelosúltimos100años,elretrocesodelosglaciarescomenzóaserevidente,principalmentedentrodelosvallesylascuencas,lascualesquedanexpuestasdespuésqueelhieloseretiró,viéndoselospro-cesoserosivoscondicionadosaltipoderocavolcánicaexistente.50

SegúnelinformerendidoporlaseccióndeglaciologíadelComitéNacionaldeMéxicoparaelAñoGeofísicoInternacional,en1958,semencionalaexistenciadecuatroglaciaresprincipalesenlasuperficiedel volcánCitlaltépetl:GranGlaciarNorte(GGN),GlaciarOriental,Gla-ciarOccidentalyGlaciarSuroesteynumerosaslenguasglaciales,lascualesdecendíansobrelasvertientesnorteynoroestedelvolcán.51Lalenguaglacialmáslargasobrelaladeranortedelvolcáneraladenomi-nadaLenguadeJamapa.Éstaavanzódurantelapequeñaedaddehielodejandounacadenademorrenasaunos4395mdealtitud.DeacuerdoconPalacios et al.,52elfrentehamostradounretrocesoaltitudinal,yaqueen1945seencontrabaa4590msnm,en1958a4650msnm(véaseimagen5),en1971a4655msnm,en1988a4660msnmyen1994a4 728 msnm.

Deloscuatroglaciaresprincipalesenunciadosarriba,solosobre-vivenalafechaelllamadoGlaciarOrientalyconmayorextensiónelGranGlaciarNorte,elcualemergeaunos5000metrosenelcolladoqueseformaentrelazonadelSarcófagoyelpicodelacumbre;lalen- guadelChichimecoyahadesaparecido, fue la segundamáspromi-nentedespuésdeladeJamapa,lascualesemergíandelGranGlaciarNorte(véaseimagen5).53

EnesemismoañoseestimóquelasuperficiedelGranGlaciarNorteeradeaproximadamente9km2, siendo reportada como el área glaciadamásgrandedelaRepúblicamexicana.Posteriormente,delaná-lisisdelosdatosreportadosporLorenzo54sobreesaárea,sedetectóunerror cartográfico que, al corregirse, da como resultado un área de 2.23 km2,55 que es la que se emplea en este estudio.

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LosglaciaresdelCitlaltépetltodavíasonloscuerposdehielomásgrandesdelpaís.Alafecha,laactividadvolcánicadelCitlaltépetlnoestanimportantecomoenelPopocatépetloelIztaccíhuatl;aunquecercadelacumbrehayalgunaactividadfumarólicadebajatemperatura.LaactividadnoesimportanteparalosglaciaresdelCitlaltépetlyno está rodeado por ciudades grandes como es el caso de los anteriormente mencionados.Entonces,larazónprincipalparaelretrocesodeestosglaciaresdebeseruncambioenlascondicionesclimáticas.56

notas

1 Lliboutry,1956.2 Postet al., 1971.3 Definiciónobtenidadelapáginaweb:<http://www.glaciologia.cl/definicion.html>.4 Whittow,1984.5 Keary,1996.6 ipCC,2001.7 Definiciónobtenidadelapáginaweb:<http://www.glaciologia.cl/definicion.html>8 HambreyyAlean,2004.9 Ibíd.10 Ibíd.11 Ibíd.12 Ibíd.13 KaseryOsmaston,2002.14 Llibutry,op. cit.15 Whittow,op. cit.16 Hastenrath,1991.17 Kaser,1999.18 Kaseret al.,2003.19 Ibíd.20 Ibíd.21 Ibíd.22 DelgadoGranadoset al.,2006.23 Lorenzo,1964.24 DelgadoGranadoset al.,2006.25 Kääb,2005.26 Schowengerdt,1997;Campbell,2002.27 Kääb,2005.28 Ibíd.29 Ibíd.30 Ibíd.

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31 Ibíd. 32 Mülleret al., 1976.33 Paulet al.,2002.34 Gong et al.,2008.35 ØrstremyBrugman,1991.36 Ahlmann, 1949.37 Chuvieco,1996.38 DelgadoGranados,comentariopersonal.39 VéaseWallen,1948;Hubley,1957.40 Sicart,2008;Favier,2004.41 JulioMirandayDelgadoGranados,2003.42 Palacios et al., 1999.43 Carrasco-Nuñez,2000.44 Ibíd.45 DelaCruzyCarrasco,2002.46 PalaciosyVázquez-Selem,1996.47 Heine1983;1988.48 Heine,1983.49 PalaciosyVázquez-Selem,op. cit.50 Ibíd.51 Lorenzo,1964.52 Palacioset al., 1999.53 Lorenzo,op. cit.54 Ibíd.55 DelgadoGranados,comentariopersonal.56 DelgadoGranadoset al.,2006.

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Capítulo 2

Metodología parael estudio glacial conimágenes de satélite

as altas montañas son sistemas naturales cuya superficie involucra cubiertas de hielo que hoy día cambian por razones que no se habían registrado antes. Con las nuevas tecnologías para la obser-vación de la Tierra y la creación de mejores sistemas de percepción remota es posible obtener, desde el espacio, mejores perspectivas de los cambios ocurridos en la superficie terrestre. Por lo tanto, con estas téc-nicas de monitoreo y estudio de las superficies de hielo a partir de los sensores remotos han surgido también nuevos retos para explotar al máximo la información obtenida.

La percepción remota nos proporciona herramientas que mejoran la eficiencia y funcionalidad de las imágenes de satélite y van a la par con los nuevos y cada vez mejores sensores que se desarrollan, cuya resolución para la medición de la radiación que refleja o emite la su-perficie terrestre ha aumentado también. Los sensores Landsat etm+ y Terra-aster son dos diferentes tipos de sensores que permiten, en la mayoría de los casos, desarrollar estudios evolutivos y detallados de los cambios acontecidos en la superficie terrestre.

Tales técnicas y herramientas se han venido desarrollando en los glaciares y superficies de hielo ubicadas en la cordillera de los Alpes y han permitido crear un nuevo sistema de monitoreo e inventario de

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todos los glaciares en los Alpes suizos. A partir del año 2000, un grupo de trabajo ha venido recopilado los datos de satélite con el propósito de medir la eficiencia y funcionalidad de los mismos aplicados a los estu-dios glaciológicos. El resultado es que los sensores etm+ y aster pro-porcionan un gran detalle de la evolución espacio-temporal de estos sistemas naturales.

aster posee un mayor número de herramientas que no solo mues-tran los cambios ocurridos sobre la superficie, sino que también per-miten encontrar los cambios en la topografía del terreno; por lo que es posible medir los cambios morfológicos y topográficos de las superfi-cies glaciales, así como complementar el inventario glacial en dirección de la modelación de los procesos físicos y, principalmente, en la preven-ción de desastres.

En México, la aplicación de las imágenes aster se ha enfocado en es-tudios de prevención y análisis de riesgos volcánicos, como los lahares. A su vez, un estudio realizado por Schneider et al.,1 mostró la eficiencia y utilidad de este tipo de imágenes en la reconstrucción de los glaciares ubicados en el volcán Iztaccíhuatl mediante el mapeo de los mismos a partir del análisis de las imágenes. Esto permitió conocer la magnitud de los cambios acontecidos en la superficie glacial y cómo éstos con-vierten al volcán en una zona vulnerable para la formación de lahares, debido principalmente a las fluctuaciones climáticas.

Los datos de aster con alta resolución espacial, vnir 15 m, swir 30 m y resolución espacial media tir 90 m,2 no se usan por lo general para el mapeo consecutivo de los cambios en la extensión del glaciar a corto plazo. Sin embargo, para periodos de varios años, estas imágenes de costo relativamente bajo pueden ser adecuadas, pero solo si los cam-bios en la extensión glacial son significativamente más grandes que el tamaño de un píxel —15 m—, lo que en nuestro caso sí se cumple.

aster no es una herramienta exclusiva para el monitoreo glacial, sino que también es una herramienta que complementa los datos de los sensores srtm, Landsat y estaciones meteorológicas para el estudio climatológico de los glaciares.

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Metodología para el estudio glacial con imágenes de satélite 47

Bases de la percepción remota

La percepción remota es la técnica para obtener y procesar información de la superficie terrestre desde sensores instalados en plataformas espa-ciales, gracias a la interacción de la radiación electromagnética con los objetos de la escena.3

Las plataformas más comunes desde donde se realizan las observa-ciones remotas son los aeroplanos y los satélites. El término de percepción remota es restrictivo a métodos que emplean energía electromagnética como medio de detección y medición de las características de un objeto.4

El Sol es el principal emisor de radiación en nuestro sistema plane-tario y ésta es reflejada por la Tierra y los objetos situados en ella, es la más comúnmente registrada por los sensores pasivos en percepción remota y nos permite ver los objetos situados a nuestro alrededor. Otra opción son los radares —sensores activos—, en los que el sensor remoto incorpora un emisor de radiación electromagnética, como puede ser una antena, la cual emite pulsos de radiación electromagnética en la región de microondas, cuyo reflejo en la superficie del objeto de estudio es recogido por el propio sensor. El objetivo fundamental de la percep-ción remota es analizar las características de la radiación que abandona la superficie terrestre, y que es captada por un sensor situado en un satélite. El análisis de estos datos permite determinar qué elementos y factores ambientales la han producido.

La historia de esta técnica se remonta a las primeras plataformas de observación aérea: los globos aerostáticos y a la invención de la foto- grafía en el siglo xix. De esta manera, la percepción remota moderna nace con la fotografía aérea en el siglo xx.

En la era moderna es 1957 el año que simboliza la entrada de los satélites artificiales en el espacio exterior con el lanzamiento del Sput-nik, primer satélite puesto en órbita alrededor de la Tierra por la Unión Soviética. Sin embargo, la observación sistemática de la Tierra desde el espacio se inicia en 1960 con el lanzamiento del primer satélite me-teorológico, tiros-i, que contaba con una cámara de televisión de baja resolución que permitía a los meteorólogos discriminar entre nubes, agua, hielo y nieve. La familia de satélites tiros, rebautizados como noaa a partir de 1970, sigue en operación.

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El primer satélite dedicado específicamente a la percepción remota es estadounidense, el landsat 1, fue puesto en órbita el 23 de julio de 1972 y funcionó hasta principios de 1978. El último de la serie, el land-sat 7 (etm+) se lanzó al espacio el 15 de abril de 1999. A partir de los da-tos obtenidos de esta manera, son muchos los países que han decidido disponer de medios propios de percepción remota. Entre estos desta-can los siguientes satélites: spot francés, radarsat canadiense, mos de Japón, irs de la India y el ers de la Agencia Espacial Europea.

La percepción remota es al mismo tiempo una herramienta de in-ventario, por ejemplo de la ocupación y uso del suelo, de análisis y pre-dicción —meteorología—, de ayuda a la prevención —en agricultura— y de espionaje militar. Actualmente hay en órbita, permanentemente, decenas de satélites de observación de la Tierra que generan miles de imá-genes cada día para aplicaciones de uso civil y militar.

Espectro electromagnético

La radiación electromagnética comprende una amplia variedad de fre-cuencias o de longitudes de onda que abarcan desde los rayos gamma a las ondas de radio (véase imagen 6). Todas estas emisiones constituyen el denominado espectro electromagnético. Hoy día, solo algunas de es-tas bandas de frecuencias son utilizadas por la percepción remota para obtener información de la superficie de la Tierra o de la atmósfera, entre las bandas más utilizadas están:

•Visible(0.38-0.75μm).•Infrarrojocercano(0.75-1.1μm).•Infrarrojomedio(1.1-15μm).•Infrarrojolejanootérmico(15-100μm).•Microondas(1mm-30cm).

Para cualquier proceso de percepción remota es necesario que existan las siguientes condiciones:

•Unafuentedeiluminaciónoenergía—elSolenelcasodelossensores pasivos y un emisor de radiación a bordo del satélite en el caso de los sensores activos—.

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•Influenciadelaatmósfera—quemodificalarespuestaquerecibeel sensor del satélite—.

•Interacciónconlasuperficie—quedependeenmuchodesuspropiedades físico-químicas, su forma y textura—.

•Queseregistrenyprocesenlosdatos.•Aplicaciónaunestudiodeterminado.

La energía que recibe el sensor depende de las propiedades de la super-ficie, tales como la reflectividad de la cubierta, las condiciones atmos-féricas y la geometría de la observación, además de la rugosidad de la superficie. De forma general, con respecto a la interacción con la radiación, los diferentes cuerpos se clasifican en:

•Cuerposnegros,comoelSolylaTierra,loscualesabsorbentodala energía que incide sobre ellos.

•Cuerposgrises,loscualesabsorbenyemitenenformaconstantela energía incidente en diferentes longitudes de onda.

•Cuerposblancos,quesignificaríaelcomportamientoidealdealgunas de las diferentes coberturas en la superficie terrestre, ya que reflejan completamente la energía incidente.

Interacción atmósfera-radiación

La atmósfera no es un cuerpo transparente en su totalidad; en ella se encuentran pequeñas partículas en suspensión que interactúan con la radiación incidente en función de la longitud de onda; al interactuar la energía con estas partículas puede ser dispersada, absorbida —absor-ción por CO, HO, O— o emitida, dependiendo de la longitud de onda. La dispersión atmosférica depende tanto de la longitud de onda de la radiación incidente como del tipo de interacción con ésta —dispersión de Rayleigh, Mie o no-selectiva—; en tanto que la absorción presenta comportamientos más variables. Los rangos de longitudes de onda en el espectro electromagnético donde la radiación no es absorbida por la atmósfera y llega a la superficie de la Tierra se denominan ventanas atmosféricas y son de gran importancia para diseñar los sensores de los satélites.

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También la atmósfera emite parte de la energía absorbida en forma de calor y ésta es registrada principalmente por los sensores diseñados para generar información de las energías electromagnéticas en el infra-rrojo térmico.5

Los gases y partículas de la atmósfera terrestre interaccionan con los flujos de radiación recibidos del Sol y con los emitidos o reflejados por la superficie terrestre. Los principales efectos de la atmósfera terrestre sobre la radiación incidente son:

•Dispersión. Es la refracción de la radiación incidente producida por las partículas presentes en la atmósfera.

•Absorción. En contraste con la dispersión, la absorción resulta en un cambio de energía en la atmósfera. La absorción se produce en longitudes de onda determinadas. El vapor de agua, el dióxi-do de carbono y el ozono son los principales elementos que absorben la radiación solar.

Los efectos de la atmósfera sobre la radiación electromagnética varían debido a factores como las diferencias de recorrido, la intensidad de la señal emitida, la longitud de onda y las condiciones atmosféricas al momento de la observación. Por lo tanto, es necesario realizar correc-ciones atmosféricas a las imágenes de satélite, para obtener los valores reales de la reflectividad del terreno.

Interacción radiación-superficie

La energía que llega a los cuerpos —no metálicos— puede sufrir tres pro-cesos: ser reflejada (R), absorbida (A) o transmitida (T), por lo tanto, la energía incidente (I) será la suma de todos los anteriores procesos (véase imagen 7).

I = R + A + T (2.1)

La energía reflejada y la radiación que los cuerpos emiten —donde, en particular, el calor se asocia a la radiación en las bandas en el infrarrojo

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térmico— es lo que los sensores de los satélites reciben, después de interactuar nuevamente con la atmósfera.

La reflectancia de una superficie se mide por el cociente entre la radiación reflejada por la superficie y la radiación que incide sobre la misma. Cuanto más reflejante es un material en el espectro visible, ma-yor es su valor de albedo. El albedo anual promedio de la Tierra, in-cluyendo la atmósfera, es de 34%. Del albedo terrestre total, 75% es causado por la reflexión de las nubes.

En percepción remota se trabaja normalmente con la reflectancia relativa que se mide comparando la radiación reflejada por el objeto con la que refleja un panel Lambertiano —considerado una superficie reflectante perfecta— en idénticas condiciones de iluminación. El hecho de utilizar la reflectancia relativa en lugar de la absoluta hace que el resultado no dependa de factores ambientales como la cantidad de luz recibida —muy variable en función de la hora de captación—, la latitud, la orientación, etcétera.

La proporción de energía reflejada, absorbida y transmitida varía para los distintos componentes del terreno, depende del tipo de mate-rial y de su condición. Estas propiedades específicas de cada cuerpo son solo algunas de las diferentes características o rasgos particulares del terreno que se aprovechan en percepción remota, para establecer mecanismos de identificación de los distintos elementos geográficos en su ambiente.

Gracias a las medidas de reflexión, absorción y emisión de energía radiante de los distintos tipos de superficies en el espectro visible e infrarrojo, se pueden calcular las firmas espectrales para los distintos tipos de paisaje y de cubierta vegetal de la Tierra.

El conocimiento de la firma espectral de una zona de la superficie terrestre facilita mucho la elaboración de mapas de vegetación y de usos del suelo; estos últimos son útiles para la gestión del medio ambiente y de los recursos naturales.

Firmas espectrales

El análisis e interpretación de las imágenes de satélite exige conocimien-tos interdisciplinarios. Una sólida base de física, en especial de radio-

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metría, es necesaria para poder entender las imágenes de percepción remota. Todos los elementos geográficos —bosques, cultivos, ríos, lagos, edificios, etcétera— transforman de forma diferenciada la radiación elec-tromagnética que reciben del Sol.

Cada tipo de objeto presenta a un nivel de respuesta específico en términos de:

% radiación reflejada + % absorbida + % transmitida

La variación continua de la reflectancia de un cuerpo en función de la longitud de onda se denomina firma espectral (véase imagen 8).

Así, la firma espectral es la forma peculiar de reflejar o emitir energía de determinado cuerpo o cubierta; es afectada por las características físicas y químicas del objeto que interacciona con la energía electro-magnética y varía según las longitudes de onda.6

Gracias a que los cuerpos tienen una firma espectral diferente, es posible tener una referencia en la imagen del tipo y clase de un objeto, tomando en cuenta sus características espectrales; aunque por lo general el trabajo de caracterizar a un tipo de cubierta no resulte nada fácil.

Composición a color de las imágenes digitales

Los datos captados por los satélites de percepción remota se registran en diferentes bandas del espectro electromagnético. Cada banda de un sensor multiespectral es una imagen monócroma —en blanco y negro— que podemos ver en escala de grises con una paleta de un número dado de tonos. Cada píxel —elemento de la imagen que es la menor unidad homogénea en color de una imagen digital— puede tener un valor que oscila entre el negro —valor 0— y el blanco —valor de 2n – 1, donde n depende de la resolución radiométrica de cada sensor—.

La visualización de las imágenes en percepción remota es mejor cuando se pueden distinguir tonos de color, ya que el ojo humano per-cibe mejor las diferencias de color que los diferentes niveles de gris. Esto facilita notablemente el análisis visual y la preparación de otros tratamientos digitales.

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A partir de la información multiespectral que generan los sensores espaciales, pueden obtenerse distintas composiciones de color. Solo basta aplicar cada uno de los tres colores primarios —rojo, verde y azul— a una banda distinta de la imagen, seleccionada bajo un cierto criterio y en el orden que se considere más óptimo. Esto es, una composición a color permite visualizar simultáneamente imágenes de distintas re-giones del espectro, lo que facilita la delimitación visual de algunas coberturas.7

La elección de las bandas para realizar la composición y el orden de los colores destinados a cada una depende del sensor sobre el que se trabaje y de la aplicación final del proyecto. La composición más ha-bitual es la denominada “falso color”, la cual es el resultado de aplicar los cañones de color rojo, verde y azul sobre las bandas correspondien-tes al infrarrojo cercano, rojo y verde, respectivamente. Las imágenes compuestas en color real son producto de las combinaciones de las bandas correspondientes al azul en el canal azul, del verde en el canal verde y del rojo en el canal rojo. Esta combinación en color real tiende a verse más afectada por las condiciones atmosféricas ya que la longi-tud de onda del azul es más afectada que las demás por la dispersión atmosférica.8

El sensor aster, dotado de 14 bandas espectrales, permite realizar un amplio número de composiciones coloreadas. Sin embargo, la naturaleza de los objetos que se quieren investigar, principalmente su respuesta espectral representada por su firma espectral, determina la selección de las tres bandas a combinar. Por lo general, en el procesado de imágenes de satélite se generan a menudo imágenes en falso color porque incrementan la percepción de determinados detalles de la superficie. En algunas aplicaciones de percepción remota puede ser útil asociar las clases de cobertura del suelo con colores familiares, por ejemplo, la hierba con el color verde. En otros casos, se prefieren los colores con-trastados para resaltar objetos de interés en el fondo. La elección de las bandas del sensor aster a combinar, las cuales permitan reconocer de mejor forma las cubiertas de hielo y nieve de la imagen, se desarrollará en las siguientes secciones, considerando las respuestas espectrales del hielo y la nieve, y sus respectivos máximos de reflexión y absorción.

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A diferencia de las composiciones a color formadas por la informa-ción de tres bandas diferentes, las imágenes visualizadas en pseudoco-lor consisten en imágenes monocromas en las que se ha sustituido la escala de grises por una tabla o paleta de colores, de tal forma que se pueda obtener una clave de color en una imagen clasificada o cuando se intente realzar el análisis de una imagen, sustituyendo los niveles de gris por tonos de color.

Sistemas de adquisición de imágenes satelitales

Sistemas de adquisición activos

Los sistemas de adquisición activos se basan en que proveen su propia fuente de energía que emiten hacia los cuerpos y reciben la señal de retorno (véase imagen 9). Entre los sistemas de adquisición activos más comunes están los radares, que pueden trabajar bajo cualquier condi-ción atmosférica, tanto de día como de noche. Estos sistemas trabajan principalmente en la región de las microondas. Un ejemplo de sensor con este sistema de adquisición es el radar srtm, con el cual se obtienen Modelos Digitales de Elevación (dem) que, para nuestro caso, serán de gran apoyo al momento de obtener las imágenes ortorectificadas a par-tir de las imágenes de satélite.

Sistemas de adquisición pasivos

Los sistemas de adquisición pasivos de percepción remota reciben la se-ñal de una fuente de luz o energía externa reflejada por la superficie de los cuerpos (véase imagen 10). En este estudio, se utilizó uno de los sensores con sistema de adquisición pasiva de mayor resolución espa-cial, espectral, radiométrica y temporal, el sensor aster de la plataforma terra, el cual comenzó a operar a principios del año 2000 y es adminis-trado por la nasa.

La resolución espacial se refiere al objeto más pequeño que puede ser distinguido sobre la imágen, esto es, la distancia correspondiente

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al tamaño de la mínima unidad de información en la imagen;9 para aster, la máxima resolución es de 15 m.

La resolución espectral es el número y el ancho de las bandas espec-trales que puede discriminar el sensor. Los satélites pueden clasificarse como monoespectrales para caso de los radares que presentan solo una banda, multiespectrales, de dos a varias bandas e hiperespectrales, ca-paces de obtener información simultánea de cientos de bandas.10

La resolución radiométrica es la sensibilidad del sensor, es decir, la capacidad para detectar variaciones en la radiancia espectral que recibe. Determina el número de niveles de gris y se expresa en niveles por pixel —64-128-256-1024—. A mayor resolución radiométrica, mejor interpretación de la imagen.11

La resolución temporal se refiere a la periodicidad con que el sensor adquiere imágenes de la misma porción de la superficie terrestre. Esto depende de las características orbitales de la plataforma —altura, velo-cidad e inclinación— y del diseño del sensor —ángulo de observación y ángulo de cobertura—.12 El ciclo de recubrimiento es el tiempo que tarda el sensor en pasar sobre la misma porción de la Tierra, el periodo orbital es el tiempo que tarda en circundar la Tierra.

Imágenes aster

El sensor espacial Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflec-tion Radiometer (aster) es una avanzada herramienta de captura de imágenes multiespectrales que fue lanzada a bordo de los satélites Terra, en diciembre de 1999 (véase imagen 11). Este sensor cubre una amplia región espectral con 14 bandas que van desde la parte visible del espec-tro electromagnético a la parte del infrarrojo térmico (véase imagen 12), con un alta resolución espacial, espectral y radiométrica.13 Una cobertura adicional de la zona posterior en la banda del infrarrojo cercano ofrece una vista estereoscópica de la superficie. Su resolución espacial es diferente para cada rango del espectro electromagnético que cubre: 15 m en el visible e infrarrojo cercano (vnir), 30 m en el infrarrojo de onda corta (swir), y 90 m en el infrarrojo térmico (tir). En cada esce-na tomada por el sensor aster se cubre un área de 60 x 60 km (véanse imágenes 12 y 13).

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Terra es el primero de una serie de instrumentos que conforman a los satélites espaciales de la nasa en el Sistema de Observación de la Tierra (eos). Este último consta de varios equipos científicos y un siste-ma de información de datos (eosdis) caracterizados por una órbita po-lar y una inclinación baja, desarrollando así satélites de larga duración para las observaciones mundiales de la superficie terrestre, la biósfera, la tierra sólida, la atmósfera y los océanos. Terra tiene una orbita sin-cronizada con el Sol unos 30 minutos detrás del sensor Landsat etm+; cruzando el Ecuador alrededor de las 10:30 de la mañana en el horario solar local.

El sensor aster puede adquirir datos en todo el mundo con un promedio del ciclo de servicio de 8% para cada órbita. Esto se traduce en la adquisición de cerca de 650 escenas por día, que se procesan en el nivel 1A (L1A); de éstas, unas 150 son procesadas a nivel 1B (L1B).

Los datos en el nivel L1A se definen como los datos crudos, sin procesar, reconstruidos directamente del instrumento en completa re-solución. Estos se componen de los datos de la imagen, los coeficientes radiométricos, los coeficientes geométricos y los coeficientes de otros datos auxiliares sin que éstos estén aplicados a los datos de la imagen, manteniendo así los valores de los datos originales. El nivel L1B, que se desarrollará en la siguiente sección, se refiere a los datos que son generados a partir de la aplicación de estos coeficientes de calibración radiométrica y geométrica a los datos originales. Todas las imágenes adquiridas por el sensor aster tienen el formato L1A y solo algunas son procesadas en el formato L1B, sin embargo ambas están disponi-bles en los diferentes catálogos de aster soportados por la lp-daaC.14

Todas las escenas 1A y 1B se transfieren al archivo eosdis en el Centro de Datos eros (edC, por sus siglas en inglés) del Centro de Dis-tribución de Archivos Activos de los Procesos Terrestres (lp daaC, por sus siglas en inglés), para su almacenamiento, distribución y transfor-mación a productos con un mayor procesamiento, tales como la reflec-tancia de la superficie, la emisividad, la temperatura de la superficie, entre otros. Todos los datos son almacenados en un formato especial de orden jerárquico llamado hdf-eos. hdf es un formato de almacena-miento de datos creado en 1988 con la finalidad de conjuntar datos

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científicos de diversa naturaleza en un formato estándar independiente de la plataforma.15

El sensor aster consiste de un instrumento formado por tres siste-mas independientes (véase imagen 11).

El satélite Terra vuela en una órbita circular cercana al polo a una altitud de 750 km. La orbita está sincronizada con el Sol, regresando a la misma orbita cada 16 días. Los parámetros de la órbita son los mismos que los del Landsat-7, excepto en el tiempo local del cruce con el Ecuador.16

Nivel aster L1B

En este trabajo se utilizaron las imágenes aster procesadas en el nivel 1B, son las imágenes capturadas por el sensor a las que se les aplican los coeficientes para las correcciones geométricas y radiométricas. To-dos estos datos se almacenan junto con los metadatos en un archivo hdf. Los metadatos, son datos que dan el tipo y la clase de la informa-ción, es decir, son datos acerca de datos, que proveen la información necesaria para que los datos puedan ser empleados ágilmente en dife-rentes aplicaciones.

La imagen L1B está proyectada sobre un mapa geográfico rotado —rotado conforme la “orientación de la trayectoria”— a la más alta re-solución del instrumento. Los datos generados en el nivel L1B incluyen tanto los datos registrados en las bandas swir, tir, como de las bandas del vnir. En particular para las bandas del swir, en este nivel los erro-res de paralaje debido a la ubicación espacial de todas estas bandas han sido corregidos. El nivel 1B define una escena centrada en el centro geodésico obtenido del nivel 1A, al cual se le nombra como “centro de la escena” en los atributos del metadata en el formato hdf-eos. Esta definición del centro de la escena para el nivel 1B corresponde al actual centro de las coordenadas ya rotadas —coordenadas L1B— y no a las mismas que en el nivel L1A. Los productos en el nivel L1B vienen dados en una proyección utm respecto a la orientación del campo vi-sual y son remuestreados por una convolución cúbica. Para tener datos confiables que posteriormente puedan ser sobrepuestos en mapas o

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dem, es necesario rectificar los datos generados en este nivel mediante procesos de ortorrectificación.17

Adquisición de las imágenes aster

aster, como las demás plataformas satelitales, no fueron diseñadas para una adquisición continua de datos, por lo que la obtención diaria de datos se hace de una forma programada y calendarizada. Para esto, el equipo de esta plataforma ha desarrollado una estrategia de adquisición de datos haciendo uso de todas las fuentes disponibles. De esta forma, los pedidos están organizados en la siguiente forma: observaciones lo-cales, monitoreo regional y mapeo global.

a) Observaciones locales. Éstas se hacen en respuesta a los pedidos de usuarios autorizados por aster. Las observaciones locales pue-den abarcar, por ejemplo, escenas para analizar el uso de suelo, el balance de energía en la superficie o características geológi-cas locales. Un subconjunto de este grupo de datos lo integran aquellas imágenes de eventos inesperados, como los volcánicos, las inundaciones o los incendios, los cuales requieren de obser-vaciones e imágenes urgentes para su estudio.

b) Monitoreo regional. Este conjunto de datos contiene la informa-ción necesaria para el análisis de grandes regiones o incluso para el análisis multitemporal de una región. El equipo de aster ha seleccionado ciertos aspectos que se consideran dentro del mo-nitoreo regional, tales como:•Losglaciaresdemontañaenelmundo.•Losvolcanesactivosenelmundo.•Loscamposdeinvestigacionesecológicasalargoplazo.

c) Monitoreo global. El conjunto de datos globales son usados por especialistas de diferentes disciplinas para realizar sus respec-tivos análisis. La alta resolución del mapeo global de aster complementa los otros datos de baja resolución que son más frecuentes dentro del programa eos. Este conjunto de datos in-cluye imágenes de la superficie de la Tierra en su totalidad, en todas las bandas espectrales y estereoscópicas.

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En la actualidad, aproximadamente 25% de las imágenes aster están dentro de las observaciones locales, 50% en el monitoreo regional y 25% en el monitoreo global. Los conjuntos de datos regionales y globales se adquieren en respuesta a los pedidos de la comunidad científica.

La eosdis en la lp-daaC archiva y distribuye los datos de los niveles L1A, L1B, los coeficientes de correlación y los dem; los otros productos son procesados bajo demanda. Las imágenes en este trabajo se adqui-rieron por medio de uno de los catálogos que están soportados por la nasa y el equipo de aster. Esta base de datos de las imágenes de satélite contiene de forma determinada los niveles L1A y L1B y se ubica en la siguiente dirección de Internet: http://glovis.usgs.gov/, en la cual se utiliza un visualizador mundial de las escenas cargadas y guardadas en los archivos (usgs,GlobalVisualizationViewer),paraposteriormenteseleccionarlas y hacer el pedido; esta página está soportada y organiza-da por la usgs.

Concluyendo, las imágenes aster tienen un significado importante en los estudios glaciológicos debido a su alta resolución espacial en las bandas del vnir, su par estereoscópico y su ángulo de vista variable de ±8.5°.

Procesamiento digital de las imágenes aster

Uno de los procesos en el procesamiento digital de imágenes es el de resaltar elementos que son difíciles de percibir o que no se pueden distinguir directamente —realce de imágenes—. En este tipo de proce-sos, normalmente se utilizan varias bandas espectrales de un mismo satélite.

Cuando se trabaja en modo multibanda se pueden perseguir dife-rentes objetivos; por ejemplo, extraer información que solo puede verse combinando dos o más bandas espectrales o reducir la cantidad de datos eliminando la información redundante. El procesamiento de imá- genes digitales requiere software especializado; existen abundantes pro-gramas comerciales y software libre, tanto de propósito general en el procesamiento de imágenes como específicos para imágenes de percep- ción remota. Un ejemplo de estos últimos son envi, idrisi y pCi Geo-mática, son programas sencillos usados en las actividades de este trabajo.

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Evidentemente, los programas profesionales ofrecen muchas más ven-tajas.

De las numerosas funciones básicas que los programas de procesa-miento digital implementan para el tratamiento de imágenes, se pueden mencionar algunas:

•Efectuarcomposicionesdecolorrgb a partir de la combinación de imá-genes monocromas.

•Generacióndehistogramasparaconocerlascaracterísticasespectralesde las imágenes tratadas.

•Efectuarcorrecciones. Las imágenes de satélite están sometidas a una serie de interferencias o de errores durante su recepción, que perturban la información que se quiere analizar: a) fallos en los sensores generan píxeles incorrectos —corrección radiométrica—; b) alteraciones en el movimiento del satélite y el mecanismo de captación y los sensores generan distorsiones en la imagen global —corrección geométrica—; c) interferencias de la atmósfera que alteran de forma sistemática los valores de los píxeles —corrección atmosférica—.

•Filtrado. Son métodos para resaltar o suprimir, de forma selectiva, la información contenida en una imagen. Sirve para destacar al-gunos de sus elementos o para ocultar valores anómalos.

Operaciones con imágenes digitales

La aplicación de una operación a una imagen digital es parte básica de todo el conjunto de técnicas en el procesamiento de imágenes en per- cepción remota. De las muchas operaciones que se pueden aplicar a una imagen, las tres más básicas son: a) sumas, b) diferencias y c) co-cientes.

Como su nombre lo indica, un cociente implica efectuar una divi-sión, píxel a píxel, entre los números digitales almacenados en dos o más bandas de la misma imagen. Estos se utilizan ampliamente en dos situaciones: (1) para mejorar la discriminación entre dos cubiertas con comportamientos reflectivos muy distintos, por ejemplo, para realzar

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suelos, hielo, nieve y vegetación en el visible e infrarrojo cercano; y (2) para reducir el efecto de relieve —pendiente y orientación— en la caracterización espectral de distintas cubiertas.

El conocimiento de la respuesta espectral de las diferentes cober-turas presentes sobre la superficie nos permite discriminar los variados tipos de cobertura entre sí. Además, parte de las operaciones que se usan en el procesamiento de imágenes digitales están limitadas a un cierto rango del espectro electromagnético, lo cual implica conocer el comportamiento y rasgo de los cuerpos en lo que ya denominamos ventanas atmosféricas (véase imagen 14).

De aquí que la aplicación del cociente de bandas sea una herramien-ta muy útil para el realce de los tipos de cobertura. Dos de los tipos de coberturas que nos interesa distinguir en este trabajo son la nieve y el hielo; por lo tanto, daremos una breve descripción sobre su interacción con la radiación solar y, en particular, se considerarán las bandas del espectro electromagnético en las que aster funciona. Ya que la firma espectral característica de la nieve y el hielo glacial muestra un alto con-traste entre la banda del infrarrojo cercano (nir)—0.78-0.86μm—ylabanda 4 del infrarrojo de onda corta (swir)—1.60-1.70μm—.

Características espectrales de la nieve

La nieve fresca refleja más de 95% de la radiación entrante en el visible (vis) y aproximadamente 50.8% en el infrarrojo cercano (nir); teniendo una reflectancia “casi” lambertiana, esto es, reflección isotrópica o, lo que es lo mismo, 100% reflexión difusa.18 En el espectro vis, la reflectancia de la nieve disminuye conforme ésta se contamina y aún más cuando el tamaño de los granos de nieve aumentan.19 En el nir, la influencia de la contaminación por polvo hace que la reflectancia tam-bién disminuya y la influencia del tamaño de los granos de nieve aumen-te. En el infrarrojo de onda corta, la reflectancia de la nieve es mucho más baja con una marcada dependencia del tamaño de los granos de nieve, pero tiene poca influencia con la contaminación.20 Este gran contraste en la firma espectral entre el vis y el swir permite que sea explotada para la clasificación de la nieve. La emisión en el tir —infra-rrojo térmico— y la emisión de microondas pasivas de la nieve y el hielo

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está gobernada principalmente por el hecho de que la temperatura de la superficie está en o por debajo de los 0°C (véase imagen 15).

Característicasespectralesdelhielo

En la imagen 15 se puede observar que el hielo glacial puro tiene una menor reflectancia que la nieve en el espectro vis debido a la acumu-lación de contaminantes ópticamente activos y a su estructura interna —granos de nieve comprimidos—. Este efecto aumenta en dirección del hielo glacial sucio.21 En el nir y swir, la dependencia de la reflectancia en función del tamaño de los granos de la nieve al hielo se da de la misma forma. Por lo que la presencia de agua líquida sobre la superficie del hielo podría reducir la reflectancia en el nir.22 Para el hielo cubierto por escombros, la firma espectral de los escombros podría sobresalir sobre la del hielo, dependiendo del porcentaje de área cubierta por ellos. Si la superficie de hielo dentro de un píxel está cubierta de escombros en un buen porcentaje de la superficie, es bastante difícil separar a partir de este píxel los desechos periglaciales o la cama de roca, usando datos multiespectrales.

Delineación manual

La delineación manual de imágenes pancromáticas o multiespectrales es muy útil sobre todo cuando existe ambigüedad al momento de cla-sificar zonas, debido a la mezcla de diferentes coberturas; aquí es necesario el conocimiento experimentado. Mientras que el tratamiento digital se basa, casi exclusivamente, en la intensidad radiométrica de cada píxel —en las bandas utilizadas para la interpretación—, el análisis visual puede utilizar otros elementos, como son: textura, estructura, emplazamiento o disposición, muy difíciles de definir en términos di-gitales.23

Estos criterios nos permiten discriminar categorías con un compor-tamiento espectral parejo, aunque con un significado temático bien distinto. Por ejemplo, el hielo y la nieve suelen ofrecer una respuesta

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espectral muy parecida; sin embargo, su significado temático es clara-mente distinto y así debe de incluirse en la categoría final. Distinguirlos digitalmente es complejo, pues los valores numéricos de ambas cubier-tas son muy similares. La vectorización manual de la segmentación espacial de las cubiertas de hielo y nieve permite discriminar ambas cubiertas entre sí, delimitando la extensión del hielo de forma georre-ferenciada para análisis de cambios temporales en la cobertura.

En principio, para distinguir glaciares de roca, hielo cubierto de escombros y diferentes tipos de escombros periglaciales, se necesita un analista capacitado, con un amplio conocimiento y sobre todo bastan-tes reglas lógicas para distinguir y decidir durante el proceso, basándose también en cuestiones no espectrales, esto es, datos multidimensiona-les u otros para complementar y corregir la clasificación y vectorización que se realiza. La delineación manual —vectorización— se utiliza para corregir y complementar las clasificaciones automáticas y se ha aplica-do en la delineación de numerosos estudios glaciológicos.24

Composición en “falso color”

Las composiciones en falso color pueden traer consigo una diferencia notable entre las diferentes firmas espectrales de las categorías que exis-ten en una imagen multiespectral.25 En principio, en una composición de este tipo las bandas de aster:4(1.60-1.70μm),3(0.78-0.86μm)y2(0.63-0.69μm),respectivamenteenloscanalesdelrojo,verdeyazul (rgb), separan claramente la nieve y el hielo de los escombros, las rocas y la vegetación; puesto que la nieve y el hielo muestran un salto signifactivo de la reflectancia entre el vnir y el swir en comparación con otros materiales (véase imagen 16). Las composiciones en falso color pueden usarse para facilitar la delineación manual. Estas funcionan de forma correcta para el caso de nieve o hielo limpio. Además, las trans-formaciones ihs —espacios de color— o el ensanchamiento del contraste de las imágenes pueden ser muy útiles para mejorar la eficiencia de las composiciones a color.

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Mapeo de glaciares

Existen varios algoritmos para determinar de forma automática las fron- teras o límites de los glaciares a partir de imágenes multiespectrales, los cuales han sido probados en diferentes circunstancias. En este trabajo, el procedimiento empleado para mapear los límites del Glaciar Norte en el volcán Citlaltépetl, consistió en la delimitación manual de la su-perficie glacial a partir de seis imágenes aster en el periodo 2001-2007; facilitándose la visualización del área glacial para su respectiva delimi-tación mediante el realce de la imagen hecho con el cociente de bandas nir/swir, bandas 3N (15m) y 4 del sensor aster respectivamente (3/4); remuestreando esta última a 15 m de resolución mediante una interpo-lación del vecino más cercano. Además, se aplicó el ensanchamiento y definición del contraste de la imagen y un pseudo color para cada uno de los cocientes de bandas calculados. Las áreas cubiertas de vegetación, como las que se identifican por el índice de vegetación, así como las áreas cubiertas de hielo y nieve, pueden identificarse por el cociente de bandas nir/swir, ya que la respuesta espectral de estas cubiertas entre el infrarrojo cercano y el infrarrojo de onda corta presentan un salto considerable que permite un gran contraste entre estas regiones del espectro. Esto es, la nieve y el hielo tienen una alta reflectividad en el rojo-infrarrojo cercano y una alta absorción en el infrarrojo de onda corta, lo cual produce un alto contraste entre estas bandas.

El resultado del cociente de bandas 3/4 y la delineación manual del área glacial, se puede observar en la segmentación mostrada en la imagen 17, donde la alta resolución espacial de aster muestra de forma eficaz detalles que permiten determinar de forma más precisa las exten-siones glaciales y su respectiva evolución temporal.

Cálculo de la reflectancia

El cálculo de la reflectancia del terreno en cada píxel requiere de los siguientes pasos:

1. Cálculo de la reflectancia planetaria efectiva en el sensor a partir de los Números Digitales (dn) de la imagen. Primero, los dn tienen

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que transformarse en valores de irradiancia al sensor usando los coeficientes de calibración “gain” y “offset”.26

2. Corrección atmosférica de la reflectancia debido al contenido de aerosoles suspendidos en la atmósfera, el vapor de agua entre otros.27 Este paso requiere de la relación del satélite con los respectivos va-lores de los parámetros meteorológicos propios de cada región.

3. Corrección topográfica atribuida a los efectos de iluminación da-dos por la pendiente y el aspecto de cada zona del terreno —co-rrección de la anisotropía de la reflectancia—.28 Los pasos 1-3 pueden sintetizarse como las correcciones radiométricas.

4. Corrección de la imagen con base en otros datos, georreferencia-ción y/o ortoproyección —también llamada ortorrectificación—, lo cual representaría a las correcciones geométricas de las distorsiones espaciales; aunque esto no está relacionado directamente con el cálculo de la reflectancia, es una corrección fundamental.

Comparando directamente los resultados obtenidos por la percepción remota con los obtenidos directamente en campo es posible interpretar de mejor forma las características de la superficie. Por ejemplo, esta apro-ximación ha sido bastante utilizada para caracterizar las cualidades del hielo y la nieve o incluso su albedo.

Cálculo de los dem y ortorrectificación de las imágenes aster

Un Modelo Digital de Elevaciones (dem) consiste de una red de valores muestreados en el plano XY con valores de Z en cada nodo de la red. El dem debe incluir reglas de interpolación para los valores de Z en posiciones arbitrarias XY. La red de datos debe tener un formato raster, de diagrama de árbol, red triangular irregular (tin), o cualquier com-binación de las tres. Los dem son una herramienta muy importante para el estudio de los glaciares: permiten la descripción geométrica de la superficie completa de un objeto, es decir, en coordenadas tridimen-sionales29 y pueden obtenerse por diferentes métodos, siendo la foto-grametría una de las más usadas. La combinación de un dem con otras técnicas para el procesamiento de imágenes nos lleva a una mejor inter-

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pretación de los fenómenos glaciales en regiones de difícil acceso o en áreas de alto riesgo.30

Principios básicos de los pares estereoscópicos de aster

Un par estéreoscópico se genera al combinar imágenes repetidas del terreno con diferentes ángulos de visión, es decir, de diferentes vuelos del satélite sobre el terreno —cross-track estereo—, o a lo largo del vuelo por una vista en el nadir y otras vistas hacia adelante y/o hacia atrás a lo largo del paso del satélite sobre el terreno (véase imagen 18). Por ejem-plo, los datos multitemporales del spot que apuntan desde distintos ángulos, han sido ampliamente utilizados para la generación de dem en terreno montañoso; pero los datos de otros sensores también se han utilizado.31 Las técnicas aplicadas para la extracción de dem desde el saté- lite son mediante pares estereoscópicos comparables a las de las fotos aéreas. En contraste con otros métodos, la rotación y la curvatura de la Tierra, etcétera, son efectos considerables.32 Si se cuenta con imágenes de satélite repetidas a diferentes vistas en vuelos a lo largo de su paso sobre el terreno —along track—, se pueden desarrollar la mayoría de las aplicaciones en glaciología, dado que los datos pueden ser obtenidos en un terreno marcado durante el tiempo de vuelo sin cambio alguno. Durante tiempos mucho más largos —hasta meses—, la situación podría cambiar las condiciones del terreno y complicar significativamente la correlación de las imágenes, por ejemplo, debido a la caída de nieve o a la nieve derretida.

Instrumentos como los de spot-5 —10 m de resolución— o aster —15 m de resolución—, adquieren sus imágenes estereoscópicas en to-mas a lo largo del paso del satélite sobre el terreno (véase imagen 18), por lo que son aplicables en el estudio de los cambios del terreno en 2 y 3 dimensiones.33

La generación de dem a partir de los datos aster se facilita por una banda extra en el visible con resolución espacial de 15 m, la cual mira unos 27.6° posteriores al nadir (véase imagen 19). Desde el satélite Te-rra, que tiene un ciclo de repetición de 16 días, un promedio de ciclo de 8% y una cobertura de 60 km, las imágenes aster pueden obtener un par estereoscópico cada 44 días aproximadamente.34 Sin embargo,

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en casos urgentes, como desastres naturales, el periodo de repetición puede reducirse a cerca de dos días, gracias a los ±8.5° de adquisición en paso cruzado del sensor, con una capacidad adicional de una vista a través del paso de ±24° solo en las bandas del vnir.35

En este trabajo se utilizaron imágenes aster adquiridas dentro del periodo 2001-2007 de la zona del volcán Citlaltépetl, las cuales se proce-saron para obtener los pares estereoscópicos correspondientes utilizan-do el programa envi 4.2 y siguiendo el procedimiento abajo descrito. Tanto la extracción de los dem como la ortorrectificación de cada una de las imágenes se realizó utilizando 12 puntos de control adquiridos de una imagen Landsat etm+ en la banda pancromática y de un mapa topo-gráfico escala 1:50 000. Mediante una inspección visual y un análisis cuantitativo de los dem dentro de un sig, los principales errores de los dem de aster para cada escena se registraron en las zonas cercanas a la cima del volcán, en la ladera norte del mismo, dejando errores vertica-les considerables, atribuidos principalmente a la exposición del volcán respecto al satélite y a la topografía. La topografía del volcán es abrupta, por lo tanto, la eficiencia del dem de aster resultó inadecuada, de tal forma que la mejor opción al momento de la ortorrectificación de las imágenes fue utilizar el dem de srtm durante el proceso.

Estos errores se pueden explicar si tomamos en cuenta que las pen-dientes norte están fuertemente distorsionadas —o incluso totalmente ocultas— en la banda 3B a 27.6° del nadir, tendiendo a formar sombras.36

Extracción de los dem a partir de las imágenes aster

Para la generación de los dem por medio de datos aster se pueden utilizar tanto el nivel corregido 1B como el nivel en bruto 1A, el cual debe corregirse usando los parámetros que vienen en la metadata de la imagen. Tanto la orientación de las bandas correspondientes 3N y 3B usando los gCp y los tp colectados (véase imagen 19), como la transfor-mación a la geometría epipolar —parallaxmatching— y la conversión del paralaje al dem, se pueden hacer con el programa envi 4.2.

En las zonas sin suficientes puntos de control en tierra (gCp) la infor-mación disponible se calcula directamente a partir de la posición del

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satélite y de los ángulos de rotación del sistema de posicionamiento. En tales casos, la línea de visión de un punto individual sobre la imagen se intersecta con el elipsoide de la Tierra. La posición resultante en el elipsoide es corregida con su punto de elevación actual, el cual se calcula a partir de la diferencia de paralaje 3N-3B de los gCp. Tales gCp son, en-tonces, importados en el programa para realizar el ajuste. En la imagen 20 se muestra un ejemplo de dem derivado de las imágenes aster.37

Las imágenes epipolares utilizadas en la extracción del dem son las respectivas ortoimágenes de las bandas 3N y 3B. Pero para generar las ortoimágenes respectivas a cada escena de aster, solo es necesario utilizar tanto el dem-aster como los puntos de control colectados y apli-car posteriormente el comando de ortorrectificación, introduciendo cada uno de estos datos en el software envi 4.2.

Localización de los puntos de control

Para la elaboración de los dem se utilizó un conjunto de 12 puntos de control (gCp) para las bandas del vnir y swir de aster, a partir de la loca-lización de puntos sobre una imagen Landsat etm+ ortorrectificada en la banda pancromática —15 m de resolución espacial—. Se ubicó cada uno de estos puntos en un mapa topográfico generado por el Instituto Nacional de Estadística Geografía e Informática (inegi) a una escala de 1:50 000 para obtener la elevación de cada punto. Tanto las imágenes aster, como el mapa topográfico, la imagen Landsat y los diferentes dem están proyectados en la proyección cartográfica utm zona 14 N con el Datum horizontal WGS84, con la finalidad de ser integrados en un sig para obtener algunos datos cuantitativos acerca de los cambios en el Glaciar Norte y algunas comparaciones entre los diferentes dem obteni-dos. Una vez obtenidos todos los gCp, se calculó el error de este conjunto de puntos sobre cada una de las imágenes aster adquiridas utilizando una de las funciones del programa envi 4.2, el cual despliega los errores tanto en la coordenada X como en la coordenada Y. Por lo que el error rms calculado en este trabajo durante el proceso de extracción de los dem y la ortorrectificación atribuido a los gCp resultó ser de dos píxeles en promedio para cada escena del sensor aster. Después de haber

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localizado cada punto de control sobre las imágenes, también fue necesa-rio colectar puntos de empate que tienen como objeto reducir el paralaje entre cada par 3N y 3B de las escenas aster. Los puntos de empate (tp) son características del terreno fáciles de identificar que se vuelven un punto de referencia entre las diferentes imágenes. El cálculo de los tp se hizo directamente del algoritmo usado por el programa envi 4.2 para generar los dem y para ortorectificar las imágenes aster; éste calcula el error de paralaje máximo y permite al usuario modificar los puntos de empate que considere necesarios para disminuir así el error de pa-ralaje. El algoritmo continúa hasta que se cumpla con un error de paralaje mínimo cuyo valor también está en función del numero de tp ubicados sobre el par de imágenes. En promedio se utilizaron 15 tp por imagen, con un error menor a un píxel (< 15 m).

Modelos digitales de elevación de srtm

A partir de febrero de 2000 el satélite Insar, con el instrumento Shuttle Radar Topography Mission (srtm), proporciona una colección de dem únicos, tomados en la mayor parte de los continentes —60° N - 54° S—.38 Dadas las especificaciones técnicas del sensor, se debe obtener un dem con una resolución de varias decenas de metros; esto es, una precisión vertical absoluta de ±16 m, una exactitud vertical de ±6 m y una exactitud horizontal de ±20 m.39 El srtm incluyó dos sistemas Synthetic Aperture Radar (sar), que emplean una banda C-sar —5.6 cm de longitud de onda, 225 km de ancho en Tierra—, y otra banda x-sar —3.1 cm longitud de onda, 50 km de ancho en Tierra—. La banda C del srtm dem está disponible en dos resoluciones espaciales: la srtm 1 con 1 arco segundo —aproximadamente 30 m— y la srtm 3 con 3 arco segundos —aproximadamente 90 m—. El sistema de referencia vertical de estos dem de srtm es el geoide wgs84 egm96.

Las primeras evaluaciones del srtm cumplieron con las expectativas de la misión.40 Además, en este trabajo se comparó la eficiencia del dem producido por srtm —90 m de resolución adquirida en 2000— res-pecto a los dem extraídos de las imágenes aster, a fin de lograr nuestros objetivos de forma más exacta. Como se esperaba, la exactitud de srtm en zonas donde la topografía es extremadamente abrupta es bastante útil

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en el sentido de ser una herramienta importante para el análisis en 3D y la ortorrectificación de las imágenes de satélite. El error horizontal de este dem respecto a la ortoimagen Landsat etm+ de 2001 en la zona del volcán y respecto a un dem producido por fotogrametría de fotos aéreas, resultó ser de ±10 m; además de que la diferencia vertical máxima entre el dem de srtm y el dem calculado con fotogrametría fue de menos de 100 m en las zonas de mayor contraste en el relieve.

Con base en los errores encontrados en el dem de aster se decidió utilizar el dem de srtm —resolución de 90 m— para la ortorrectificación de las imágenes aster; dada su eficiencia y exactitud en terrenos con to- pografía abrupta (véase imagen 21) y su fácil adquisición en las bases de datos gratuitas. Posterior a esto, se delimitó el glaciar y se cuanti-ficaron los cambios ocurridos en la superficie glacial en el periodo 2001-2007.

Ortorrectificación

Las imágenes de satélite deben de ser corregidas geométricamente antes de emplearlas para algún tipo de interpretación o medición. Distorsio-nes inherentes al sensor, la curvatura de la Tierra, efectos de refracción o defectos producto del relieve del terreno, deben de ser corregidos o minimizados. Las imágenes aster en el nivel 1B están corregidas geomé-tricamente de los efectos atribuidos al paso del satélite y al sensor mis-mo. Sin embargo, los efectos del relieve y los errores geométricos dados por la curvatura de la Tierra todavía alteran la proyección de la imagen; el proceso para corregir estas distorsiones consiste en remover los des-plazamientos sistemáticos del terreno, rectificando la imagen a los va-lores geográficos reales. Una ortoimagen es una imagen digital que ha sido procesada para corregir desplazamientos debido a la perspectiva del sensor y al relieve. La ortorrectificación puede ser generada mediante dos métodos:

•Monoscópico. Utiliza una imagen en 2D y un Modelo Digital de Elevación 1D (dem).

•Estereoscópico. Utiliza un par estéreo 2D+2D.

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El proceso de ortorrectificación monoscópico —empleado en este traba-jo— requiere de las siguientes entradas: imágenes de satélite, especifi-caciones del sensor y parámetros de vuelo —los cuales ya se han aplicado y corregido en el nivel 1B de aster—, un conjunto de puntos de con-trol (gCp) y un modelo digital de elevaciones (dem). Posteriormente se aplican los siguientes pasos generales: a) localización de los gCp sobre la imagen; b) rectificación empleando parámetros de transformación matemáticos para establecer la relación entre el terreno y la imagen; c) una rectificación diferencial adicional empleando las alturas del terre-no a partir del dem para obtener los desplazamientos debido al relieve en la imagen.

El resultado de este proceso es una imagen digital planimétrica-mente corregida que tiene una proyección ortogonal y que puede ser sobrepuesta sobre un mapa o incorporarse en un sig. Como en un mapa, las coordenadas cartográficas de X-Y se pueden extraer de las ortoimá-genes; esto permite que las imágenes sean utilizadas como información de base exacta para el análisis geoespacial. Sin embargo, las ortoimáge-nes no contienen ningún valor de altura o de la información de Z, que sí es posible obtener directamente del dem.

Descripción del algoritmo para la estimación del albedoy la radiación neta en la superficie s-sebi

La metodología para realizar el cálculo de la reflectancia y de la emisión de radiación en onda larga desde la superficie terrestre haciendo uso de los datos de sensores remotos, incluye los procesos de corrección geomé-trica, radiométrica y, principalmente, la validación con respecto a medi-ciones de las componentes radiativas hechas en campo.

Por lo tanto, en el presente trabajo se emplea un método simple que permite estimar el balance energético en la superficie terrestre mediante el procesamiento de las imágenes aster; el cual se basa en un algoritmo que emplea la información contenida en las bandas del sen-sor aster para calcular el albedo y la radiación neta sobre la superficie terrestre. Este modelo fue validado con un estudio de cultivos realizado sobre el área de Piano di Rosi, Italia;41 usando las imágenes Landsat tm. De esta forma, haciendo algunas comparaciones entre los sensores aster

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y Landsat tm, este nuevo algoritmo emplea las bandas del sensor aster que están en correspondencia —es decir, que cubren de forma similar el mismo rango espectral— con las bandas del Landsat tm (véase ima-gen 13).

Los estudios realizados por Roerink et al.,42 encontraron que este algoritmo es muy útil, siempre y cuando las condiciones atmosféricas sobre el área de estudios se puedan considerar constantes —zona libre de nubes, gradientes de temperatura y humedad relativa constantes sobre el terreno—; pero, ante todo, que el área muestre suficiente contraste en las variaciones de la reflectancia de la superficie, de tal forma que los cálculos arrojen información importante respecto a las características radiativas del terreno.

Para este cálculo se emplearon las imágenes aster que se indican en la tabla 2.1, tomadas en la zona del Glaciar Norte en el volcán Citlalté-petl para las fechas y horas correspondientes.

Fecha

29/marzo/2002

09/marzo/2004

18/marzo/2007

Bandas

1,2,3 (15 m);

4,5,6,7,8 (30 m);

13,14 (90 m)

1,2,3 (15 m);

4,5,6,7,8 (30 m);

13,14 (90 m)

1,2,3 (15 m);

4,5,6,7,8 (30 m);

13,14 (90 m)

Sistema de

referencia

utm 14N

utm 14N

utm 14N

Hora

16:55:57 (utc)

17:10:57 (utc)

17:10:36 (utc)

Tabla 2.1. Datos técnicos de las imágenes aster utilizadas para el cálculo de la radiación neta sobre la superficie del Glaciar Norte. Como puede verse, las tres imágenes son de marzo, de tal forma que las condiciones climáticas y la orientación del glaciar respecto al Sol se consideran similares en los diferentes años.

Una de las ventajas de este método es que no se requieren tantos pará-metros meteorológicos para realizar los cálculos pues, como muestra la

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ecuación 2.13, solo es necesario conocer los valores de la radiación exoat-mosférica entrante (K$ ) y de la radiación solar de onda larga entrante (L$), para la fecha de adquisición de cada imagen. De estos parámetros, la radiación exoatmosférica se puede encontrar en tablas, ya que de-pende únicamente de la localización geográfica. Y la radiación de onda larga entrante se puede obtener ya sea de los valores promedios regis-trados en las bases de datos de la página web de Reanálisis Regional de Norteamérica (narr, por sus siglas en inglés) o puede ser medida direc-tamente en campo.

Con el dem de srtm se obtuvieron los valores correspondientes de la pendiente y el aspecto en la zona del Glaciar Norte. Este dem se re-muestreó a una resolución de 15 m —desde su resolución original— que corresponde a las bandas del vnir en el sensor aster. Todas las imáge-nes se recortaron, de su extensión original de 60 × 60 km a áreas de 5 × 5 km considerando únicamente la zona del volcán Citlaltépetl.

La calibración y eficiencia de este método se basa en las correccio-nes geométricas de las imágenes y en las correcciones atmosféricas de los valores de radiación contenidos en las bandas de cada imagen, generando una combinación lineal de ambas para obtener imágenes geo-métrica y radiométricamente corregidas.

Las correcciones atmosféricas de las imágenes se realizaron median-te los algoritmos de corrección atmosférica del programa envi 4.2. Este programa emplea algunas subrutinas previamente validadas, como lo es el caso del disort que calcula las condiciones atmosféricas —visibili-dad, nubosidad, gradientes de temperatura y humedad, vapor de agua y CO

2—, y la función de transferencia con base en los parámetros ópti-

cos en cada fecha. El algoritmo que realiza el cálculo de la dispersión atmosférica de la radiación con base en la función de transferencia es el modtran; éste elige los diferentes tipos de atmósferas y condiciones dadas por el disort en función de la posición geográfica y de las estacio-nes del año. Todo el proceso de corrección atmosférica se realiza me-diante la rutina flaash del programa envi 4.2. Lo que hace esta rutina es calcular la radiancia absoluta en cada píxel del sensor como función de la radiancia reflejada por la superficie, la cual llega directamente al sensor, más la radiancia desde la superficie que es dispersada por la atmósfera hacia el sensor. Es por eso que la rutina flaash requiere de

sun

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subrutinas como modtran que eligen el modelo atmosférico adecua-do, la columna de vapor de agua, el tipo de aerosoles y el rango de visibilidad.

Antes de aplicar la subrutina flaash a las imágenes aster se consi-deró que, debido a la latitud en la que se ubica el volcán Citlaltépetl, el modelo de atmósfera de flaash que representa de mejor forma las condiciones climáticas y radiativas en el lugar, es el de una atmósfera tropical. Por otro lado, dada la lejanía de este volcán a las grandes ur-bes, se decidió que el modelo de aerosoles a emplear en la subrutina flaash debía ser el de las zonas rurales. Otros parámetros que emplea la subrutina flaash, como la posición geográfica del centro de la imá-gen, el tipo de sensor, la altitud del sensor, la elevación, el tamaño del píxel, así como la fecha y hora de la imagen, fueron obtenidos directa-mente de los metadatos de cada imagen aster.

Un paso importante al momento de aplicar la corrección atmosfé-rica es determinar la irradiancia de la superficie (ecuación 2.2), trans-formando directamente los números digitales de la imagen (dn) en valores de irradiancia. Posteriormente, es necesario dividir por un factor de escala de 10 de tal forma que las unidades que se obtienen de dicha transformación —mW/cm2 μm sr— coincidan con las unidades que ma- nejan los procesos de la subrutina flaash —μW/cm2 nm sr—.

Cálculo del albedo

El albedo de la superficie se determina a partir de las bandas vnir y swir del sensor aster, las cuales miden la reflectancia en los espectros visible e infrarrojo cercano y medio del espectro electromagnético. Para esto, primero se requiere calcular el albedo planetario a todo lo ancho de las bandas aster, mediante la suma ponderada de los albedos planetarios correspondientes a cada banda (ecuación 2.3), ajustando cada valor en función del ángulo de incidencia del Sol. Posteriormente se hace un dispersograma de la imagen que representa el albedo planetario contra la imagen que contiene la información del albedo superficial, es decir, la imagen corregida radiométrica y geométricamente (véase imagen 22). De este dispersograma obtenemos directamente el valor de la transmitancia mediante la dependencia lineal del albedo planetario con respec-

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to al albedo en superficie. Finalmente, de esta relación lineal obtene-mos el valor del albedo en cada píxel de la imagen (ecuación 2.4).

Antes de aplicar la corrección atmosférica es necesario transformar los valores en escala de grises de los dn de la imagen en valores de irra-diancia. Para ello, solo se necesita aplicar la siguiente expresión:43

L(l) = (2.2)

donde: L (l) = Radiancia espectral para la longitud de onda l C = Coeficiente de transformación para cada banda aster. [–]

El coeficiente C puede obtenerse directamente del Manual de usuarios de aster, surge de los parámetros de ganancia de cada banda de la ima-gen, los cuales están registrados en los metadatos de la misma.

Cabe aclarar que la banda 7 de Landsat tm, se sustituye por el pro-medio de las bandas 5, 6, 7, 8 del sensor aster. Las bandas 2, 3, 4, 5 de Landsat tm se representan por las bandas 1, 2, 3, 4 del sensor aster. Esta relación se hizo mediante la comparación de ambos sensores res-pecto al rango espectral que cubre cada banda.44

aster

1

2

3N

4

prom (5, 6, 7, 8)

prom (13, 14)

tm

2

3

4

5

7

6

Tabla 2.2. Correspondencia en función del rango espectral entre las bandas de aster y tm.

mW

cm2 mm sr

(DN – 1) × C10

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Una vez que se obtienen los valores de la irradiancia en cada banda de la imagen, se procede a realizar la corrección atmósferica de los valores dados por la ecuación 2.2, así como el cálculo de la reflectancia plane-taria de cada banda a partir de los valores obtenidos para la irradiancia en cada banda (ecuación 2.3).

rp (b) = (2.3)

donde:

d = Distancia relativa Tierra-Sol [–] K$(b) = Radiación de onda corta entrante en el tope de la atmósfera toa para la banda b s = Ángulo cenital del Sol [rad]

A partir de los mapas de aspecto y pendiente derivados del dem de srtm, es posible determinar de forma correcta el valor del ángulo cenital que proporcionan los metadatos de las imágenes aster para superficies pla-nas, considerando entonces la topografía de la zona de estudio.

Banda

1

2

3N

4

prom (5,6,7,8)

K$ (b)

182.9

155.7

104.7

21.93

7.452

Tabla 2.3. Constantes específicas para las bandas aster

Peso

0.274

0.233

0.156

0.033

0.011

Todo este procedimiento consiste básicamente en, por un lado, calcular el albedo planetario total en el ancho de banda completo de las imá-genes aster (vnir y parte del swir), sumando cada una de las reflectan-cias planetarias (ecuación 2.3) por su respectivo factor de peso (véase

pL(l)d2

K$(b) cos ( s)

mW

cm-2 sr-1 mm-1

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tabla 2.3); y por el otro, calcular la reflectancia de la superficie a partir de la corrección atmosférica de las irradiancias (ecuación 2.2); al igual que en el caso de las reflectancias planetarias, las reflectancias que se obtienen por medio de la correción atmosférica se suman considerando sus respectivos factores de peso y el resultado se divide entre 100 para finalmente obtener la reflectancia de la superficie.

Una vez que se tienen las imágenes de la reflectancia en la super-ficie y la reflectancia planetaria, se crea un gráfico de dispersión entre ambas imágenes, para calcular explícitamente la relación lineal que hay entre ellas (véase imagen 22).

Por ejemplo, para la escena del 18 de marzo de 2007, tenemos que la relación lineal resultante fue:

r0 = 0.999r

p —0.015 (2.4)

r0 = = (2.5)

donde:

r0 = albedo de la superficie [ I ]

rp = albedo planetario [ I ]

ra = albedo atmosférico [ I ]

t2 = transmitancia de la atmósfera (bidireccional) [ – ]

Temperatura de superficie

La banda 6 de tm es reemplazada por el promedio de las bandas 13 y 14 de aster. Por lo que, para hacer el cálculo de la temperatura en la superficie, es necesario realizar la corrección atmosférica de las bandas 13 y 14 respectivamente. Una vez que aplicamos la corrección atmosfé-rica de los canales térmicos se hace el promedio de las dos bandas y se dividen entre 10 para obtener las unidades correspondientes a cada valor de los píxeles en [W/m2]. Como resultado de la corrección atmos-férica, calculamos el valor de la radiancia de onda larga saliente al tope de la atmósfera (toa) en la longitud de onda promedio de las bandas

rp – r

a

t2

rp – 0.015

1

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13 y 14 —(L(13,14), toa(l)

)—; a partir de ésta se puede derivar la temperatura registrada al satélite (T

sat) mediante:

Tsat

= (2.6)

Las diferentes constantes en la ecuación 2.6 se pueden encontrar en Markham y Barker.45 Por lo que, aplicando la ley de Stephan Boltzmann, la radiación saliente de onda larga, L5, está dada por:46

L5 = sT 4 (2.7)

donde s es la constante de Boltzmann —5.67×10–8 W m2 K4—.

La temperatura radiativa en la superficie, TR, se calcula invirtiendo la ley de Boltzmann:

(2.8)

El siguiente paso es corregir la temperatura radiativa con base en los efectos de emisividad en la superficie:

(2.9)

Donde T0 es la temperatura en la superficie y e0 la emisividad de la

superficie, la cual es el resultado de una relación empírica del índice de vegetación normalizado (ndvi) aplicando el método de cobertura vegetal:47

e0 = e

vP

v + e

g (1 – P

v ) + 4 < de > P

v (1 – P

v ) (2.10)

con: P

v = (2.11)

Para obtener lo anterior, el índice de vegetación normalizado (ndvi), se calcula como sigue:

N DV I = (2.12)

60.776( )L (13,14),toa (l)

+ 1

1260.56

ln

sat

N DV I – N DV Ig

N DV Iv – N DV I

g

rirc

– rred

rirc

+ rred

0

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Donde rred

y rirc

son las reflectancias planetarias en las bandas del rojo y el infrarrojo cercano, es decir, las bandas 2 y 3N de aster.

Además:

ev = emisividad de una cubierta vegetal [ – ]

eg = emisividad del suelo desnudo [ – ]

Pv = fracción de la cubierta vegetal [ – ]

< de > = parámetro de la estructura vegetal [ – ] n dv i

v = ndvi de cubiertas vegetales [ – ]

n dv ig = ndvi de suelo desnudo [ – ]

Sin necesidad de otra información disponible, los parámetros eg, e

v y

<de>dentrodelaregiónespectralde8-14μm(bandas13,14aster) tienen los valores de 0.91, 0.99, 0.02 respectivamente.48 A partir del histograma de la imagen que representa los valores del ndvi, para el caso de la imagen tomada el 18 de marzo del 2007, los valores correspon-dientes de n dv i

v y n dv i

g tomados en la zona del volcán Citlaltépetl

son 0.289 y 0.104 respectivamente.

Radiación neta

La radiación neta es el resultado de toda la radiación, la entrante y la sa-liente, sobre la superficie. El balance radiativo puede expresarse como:

Rn= K6– K# + L6 – L# = (1 – r

0) tK6

sun – se0T0

4 + L6 (2.13)

De donde la radiación de onda corta entrante, K6, se calcula como la resultante de la transmisividad atmosférica multiplicada por la radia-ción solar exoatmosférica entrante, K6

, la cual está determinada por

la localización geográfica, la fecha y la hora; esta última se puede obtener de tablas publicadas previamente.49 La radiación de onda corta refle-jada, K5, está definida por el albedo y la radiación de onda larga emitida, L5, queda definida por la temperatura de la superficie —ecuación de Stephan Boltzmann—. El único término que no conocemos en la ecua-ción 2.13 es la radiación de onda larga entrante, L6, la cual puede ser medida en campo o, como en este caso, obtenida de la base de datos de

sun

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la narr, en la fecha, hora y localización correspondiente; por ejemplo, para el 18 de marzo del 2007, tenía un valor de 240 W/m2 a las 17 hrs (utC). El valor de K6 obtenido de las tablas para esa fecha y esa zona es de 409.722 W/m2.

notas

1 Schneider et al., 2008.2 Toutin, 2002.3 Chuvieco, 1996.4 Sabins, 1978.5 Kääb, 2005.6 Chuvieco, op. cit.7 Ibíd.8 Ibíd.9 Ibíd.10 Ibíd.11 Ibíd.12 Ibíd.13 VéaseManual del usuario de aster, Abrams y Hook, 2008.14 Ibíd.15 Palomo Arroyo, 2006.16 Abrahams y Hook, op. cit.17 Ibíd.18 Kääb, op. cit.19 Warren, 1982; Hall et al., 1989.20 Dozier, 1989; Bourdelles y Fily, 1993; Salisbury et al., 1994.21 Zeng et al., 1983; Koelemeijer et al., 1993.22 Rott, 1976; Winther et al., 1999; König et al., 2001.23 Chuvieco, 1996.24 Por ejemplo: Rott y Markl, 1989; Hall et al., 1992; Williams et al., 1997; Paul, 2002a.25 PohlyVanGenderen,1998.26 Markham y Barker, 1985.27 Ejemplos: Hall et al., 1989; Hall et al.,1990;Vermoteet al., 1997; Bishop et al., 2004.28 Sandmeier e Itten, 1997; Bishop et al., 2004.29 Julio Miranda y Delgado Granados, 2003.30 Rentsch et al., 1990.31 Por ejemplo, Toutin, 2002.32 Toutin, 1995; Toutin, 2004.33 Kääb, op. cit.34 Stevens et al., 2004.35 Kääb et al., 2003.

sun

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36 Kääb, 2002.37 Kääb, 2002; Kääb et al., 2003a; Kääb, 2005a.38 Porejemplo:VanZyl,2001.39 Rabus et al., 2003.40 Rignot et al., 2003.41 Roerink et al., 2000.42 Ibíd.43 Manual del usuario de aster, Abrams y Hook, op. cit.44 Ibíd.45 Markham y Barker, 1987.46 Roerink et al., 2000.47 ValoryCaselles,1996.48 Ibíd.49 Alonso, 2007.

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Capítulo 3

Resultados y discusión

Resultados

l uso de las imágenes aster, en combinación con los modelos digi- i tales de elevación srtm, permitieron obtener los cambios en el área glaciada del Glaciar Norte, además de los cambios en la cobertura y extensión del glaciar en el transcurso del tiempo. La distribución de la radiacion neta sobre la superficie del glaciar requería de corregir parámetros como el ángulo cenital en función de la pendiente del lugar; lo cual no hubiera sido posible sin tomar en cuenta los datos de la pendiente del dem de srtm.

En este capítulo se desarrollará el resultado de los diferentes aná-lisis realizados con las imágenes aster y el modelo digital de elevacio-nes srtm, además de la valoración de este modelo respecto al modelo digital de elevaciones de aster. Sin embargo, si se aplicara un proce-samiento más detallado a las imágenes aster y una mejor elección de los puntos de control, el dem aster podría dejar mayores aplicaciones, como se explicará más adelante.

Cambios en el área glacial

Con base en el procesamiento de las imágenes aster para el periodo 2001-2007, se observa una disminución paulatina del área que cubre el Glaciar Norte, éste muestra una reducción considerable de su super-

E

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ficie comparada con las mediciones reportadas por Lorenzo en 1958,1 esto es, una reducción aproximada de 72% del área cubierta por el glaciar en esa fecha. El procesamiento de las imágenes de satélite con base en la segmentación y delimitación manual de las áreas glaciadas muestra en la tabla 3.1, de forma cuantitativa, los resultados obtenidos para las áreas planimétricas de cada escena.

El área glaciada en 2002 experimentó una ligera reducción de 9.5% —89 475 m2— respecto al área calculada en 2001, mientras que en 2003 disminuyó 17% —67 338 m2—. Para 2007, el área cubierta por el glaciar resulta ser solo 67% del área planimétrica total inicial de 2001 (véase imagen 24).

Estos resultados muestran una notable reducción en el área glacia-da del volcán Citlaltépetl, las cifras indican que 33% del área glacial re-portada en 2001 (311 617 m2) se perdió en los los siguientes seis años.

Tabla 3.1. Registro del área glacial del Glaciar Norte. El porcentaje respecto a 2001 repre-senta la fracción de superficie glacial restante respecto a ese año. En cambio, el porcen-taje respecto al año anterior nos indica la fracción de área glacial restante respecto a la medición anterior, de tal forma que se puede observar qué tanto cambia el glaciar entre un año y otro.

Cambios altitudinales del frente del Glaciar Norte

Cuando la masa de un glaciar está fuera de equilibrio, esto se ve refle-jado en los cambios de área que sufre. Estos cambios en la superficie

Año

2001

2002

2003

2004

2005

2007

Fecha Área Núm. Diferencia Tasa de % respecto % respecto km2 días m2 cambio a 2001 al año m2/año anterior

20-oct-01 0.932847 – – – – –

29-mar-02 0.843372 160 -89 475 204 115 90.4 90.4

03-feb-03 0.776034 311 -67 338 79 030 83.2 92.0

09-mar-04 0.727704 400 -48 330 44 101 78.0 93.8

23-nov-05 0.643303 624 -84 401 49 369 69.0 88.4

18-mar-07 0.62123 480 -22 073 16 785 66.6 96.6

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Resultados y discusión 85

son más evidentes en el frente del glaciar que comienza a adelgazarse y posteriormente a retroceder.

En el Glaciar Norte, una vez que comienza a adelgazarse, su frente se va moviendo hacia altitudes más elevadas, dando como resultado la pérdida de masa glacial. En la tabla 3.2 se muestran los cambios alti-tudinales en el frente glacial, medidos con la integración en un sig de las imágenes aster y el dem de srtm, para el periodo 2001-2007 (véase imagen 23).

Como podemos ver en la tabla 3.2, las dimensiones del Glaciar Nor-te a lo largo y ancho de su superficie han evolucionado de forma similar durante el periodo 2001-2007. Esto es, la longitud del glaciar en 2007 representa 75% de la longitud calculada en 2001, mientras que el ancho del glaciar en 2007 representa 78% del ancho calculado en 2001.

La geometría del glaciar no ha cambiado significativamente en el periodo 2001-2007 (véase imagen 24); sin embargo, si observamos los cambios en el frente glacial en el periodo de 1958-2007, la geometría del glaciar sí ha evolucionado considerablemente. Tomando en cuenta que la parte más baja del frente glacial en 1958 se ubicaba a una alti-tud de 4 695 msnm; mientras que en 2007 se ubicó a una altitud de 5 126 msnm. En la imagen 24 se puede apreciar cómo la forma de las lenguas glaciales de Jamapa y Chichimeco han evolucionado drástica-mente durante el periodo de 1958-2001.

Tabla 3.2. Cambio en las extensiones glaciales y en el frente glacial del Glaciar Norte. Para 1958 los datos se tomaron del inventario glaciológico realizado por Lorenzo en 1964.

Año

2000

2001

2002

2003

2004

2005

2007

Alt. min (m) Lon. max (km) Ancho max (km)

4 695 2.43 0.90

4 774 1.27 0.87

4 812 1.18 0.82

4 956 1.14 0.73

4 961 1.07 0.75

5 100 1.06 0.68

5 126 0.96 0.68

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La medición de los cambios en las dimensiones de la cobertura glacial calculados en el presente trabajo forma parte de la actualización del inventario glaciológico del Glaciar Norte.

Cambios morfológicos

Durante el periodo 1958-2007 el área glacial del volcán Citlaltépetl se ha modificado de forma considerable, principalmente si consideramos la morfología que presentaba en 1958, por lo que el adelgazamiento y retroceso del glaciar son muestras del proceso de extinción del mismo.

En la imagen 24 podemos ver cómo se ha ido moviendo el frente del glaciar, de las partes más bajas a las zonas más altas del edificio volcánico. En este retroceso, las lenguas glaciales del Chichimeco y Jamapa casi han desaparecido completamente, como se puede apreciar de la morfología del glaciar en 2001. Estas pérdidas denotan la sensibilidad del glaciar en las partes más expuestas a la radiación y donde las condiciones climáticas actuales no permiten que la nieve y el hielo tengan estabilidad en zonas más bajas.

La evolución de la superficie glacial en el volcán Citlaltépetl tam-bién marca la separación del Glaciar Oriental del cuerpo de hielo del Gran Glaciar Norte (véase imagen 25). Además, es posible notar cómo el cambio en el área del Glaciar Oriental ha sido menos drástico que el del área del Glaciar Occidental, la cual muestra un mayor retroceso bajo las condiciones radiativas a las que está expuesta.

En 1958, el área cubierta por el Glaciar Occidental era de mayo-res dimensiones en comparación con el área cubierta por el Glaciar Oriental (véase imagen 25); sin embargo, este último ha presentando pocas pérdidas a lo largo del tiempo. Esto puede verse cuantitativa-mente si consideramos que en 2007 el Glaciar Oriental solo perdió 13% del área cubierta en 2002; mientras que el Glaciar Occidental había perdido 60% de su área en el mismo periodo.

El retroceso del Glaciar Oriental y su separación del cuerpo de hielo del Glaciar Norte han dejado al descubierto la topografía subyacente a la superficie glacial en la ladera noreste del cono volcánico.

Los cambios sufridos por las diferentes masas glaciales en el volcán Citlaltépetl muestran la reacción de los glaciares ante las condiciones

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climáticas y radiativas, siendo evidente el adelgazamiento y la fusión desigual de los glaciares Norte, Oriental y Occidental (véanse imáge-nes 24 y 25).

Balance de energía puntual

El modelo de balance de energía puntual empleado para determinar la transferencia de energía entre la superficie del glaciar y la atmósfera, incorpora tanto los flujos radiativos como los flujos de calor latente y calor sensible, calculándolos a partir de los parámetros atmosféricos lo-cales.2 Del estudio de este modelo se concluye que los flujos radiativos son el factor más relevante en dicha transferencia.

A lo largo de dos años de mediciones en la superficie glacial, se ha podido inferir la pérdida de masa del glaciar de forma indirecta median-te el intercambio de energía en su superficie. Estos resultados arrojaron que es la radiación en sí el componente de mayor peso en el gasto de energía del glaciar y, por lo tanto, de su pérdida de masa.

El régimen de intercambio de energía en el glaciar se caracteriza por un marcado periodo de ablación en la primera mitad del año, cuyo inicio, en enero, coincide con la temporada en que las variacio-nes de la temperatura, la presión barométrica y la humedad relativa al- canzan su mínimo; a su vez, a este periodo le sigue un notable aumento en la radiación neta. Al periodo de ablación le sigue uno de acumula-ción escasa.3

En la tabla 3.3 el periodo total de evaluación del modelo de balan-ce de energía se ha divido en dos periodos de balance, denotados como mbp1 —mayo 2006-mayo 2007— y mbp2 —mayo 2007-mayo 2008—, en los que es posible distinguir el régimen climático característico de los glaciares mexicanos, que es diferente a los de las regiones tropicales y la-titudes medias; en los estudios realizados por Favier et al.4 y Sicart et al.,5 puede verse que el glaciar del volcán Citlaltépetl no recibe demasiada radiación neta, ni tiene una temperatura muy alta en comparación con los valores medidos del glaciar Antizana 15 (Ecuador). Además, la pre-cipitación líquida en el glaciar del Citlaltépetl es pronunciadamente menor a la que se encuentra en otros glaciares, como Zongo en Bolivia y Antizana 15 en Ecuador.

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A partir de las medidas realizadas con los sensores de distancia y con-siderando que la estación se ubica en una zona con una capa de nieve considerable que se derrite constantemente, se calculó la ablación del glaciar tomando como densidad de masa a la densidad de la nieve, Ps = 145 kg/m3;6 Ps = 50 kg/m3.7

En la imagen 26 es posible distinguir mejor las diferencias entre un periodo y otro de balance pues a partir de la tabla del régimen cli-mático no podía deducirse alguna diferencia notable (tabla 3.3). En el segundo periodo de balance la acumulación de nieve es evidente (véase imagen 26); lo cual, posiblemente esté relacionado con la disminución de la radiación neta promedio durante el periodo de balance mbp2.

Distribución de la radiación neta

Con el procesamiento de la respuesta espectral de las imágenes aster podemos ver cómo la radiación neta marca las zonas más sensibles a la ablación en el glaciar y cómo éstas son consistentes con el modelo de balance de energía previo, al presentar muestras de que la radiación neta es el factor principal en el régimen del glaciar y de cuya interac-ción se produce su marcado retroceso.

Como se puede ver en los gráficos de la imagen 27, la radiación neta de las zonas noroeste, oeste y suroeste del glaciar, en las fechas

Tabla 3.3 Medias anuales de los parámetros meteorológicos medidos en la estación meteorológica ubicada en el volcán Citlaltépetl (5 000 msnm), para cada uno los periodos de muestreo mbp1 y mbp2.

Parámetros Eficiencia mbp1 mbp2

Radiación neta W/m2 — 42.3 27.4

Temp. aire °C ± 0.6 °C -2.4 -3.0

Presión de vapor de agua hPa ±1% 4.4 4.2

Velocidad del viento m/s ±5 m/s 3.2 3.1

Presión del aire hPa ±6 mbar ND 549.3

Precipitación mm — 1.0 0.3

Distancia a la nieve cm — 50.1 31.0

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del 29 de marzo del 2002, 9 de marzo del 2004 y 18 de marzo del 2007 —temporada seca—, es visiblemente mayor en comparación con las zonas norte y noreste del glaciar; esto es, poco más de 60 W/m2 de diferencia. Esta diferencia marca dos zonas donde los retrocesos gla-ciales están estrechamente relacionados con los valores de la radiación neta sobre la superficie. De forma que la parte occidental donde estos valores son altos, determinan la zona donde los glaciares han retroce-dido drásticamente; en cambio, la zona oriental es donde la radiación es menor y, por lo tanto, las masas glaciales se han conservado mejor (véase imagen 25).

Discusión

Con el paso de los años se han desarrollado mejores sensores, los cua-les cuentan con una mayor resolución espectral y espacial. Tal es el caso del sensor aster, cuya aplicación en el estudio de regiones peque-ñas donde la resolución espacial es importante, ha creado una nueva herramienta, útil para el monitoreo y estudio de los cambios en la topo-grafía, forma y dimensión de las áreas glaciales.

En regiones como la del volcán Citlaltépetl donde la topografía y la altura tornan complicado el trabajo de monitoreo, esta herramienta resulta todavía más conveniente, ya que los resultados que se obtienen de este análisis permiten complementar los registros previos de cam-bios en las zonas glaciadas y actualizar el inventario glaciológico.

El procesamiento previo de las imágenes puede ser en cierto pun-to complicado cuando no se dominan la técnica y el software adecua-dos. Sin embargo, una vez que las bases teóricas y la metodología están bien determinadas, el procedimiento es sencillo y rápido dependiendo de las características del software y del equipo de cómputo disponibles durante el proceso.

Del catálogo de imágenes aster publicadas por la nasa, solo las imá-genes de los días 20 de octubre de 2001, 29 de marzo de 2002, 3 de febrero de 2003, 9 de marzo de 2004, 23 de noviembre de 2005 y 18 de marzo de 2007, cubrían la zona de estudio; mismas que, a su vez, tenían lo índices de nubosidad más bajos y además no presentaban una cubierta considerable de nieve que ocultara los límites del Glaciar

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Norte de forma significativa. El error debido a las características visua-les de la imagen es mínimo, por lo cual se considera insignificante en comparación con el error geométrico que presentaba la imagen antes de ser ortorrectificada.

Validación del algoritmo de distribución superficialde la radiación neta (s-sebi)

El algoritmo para el cálculo de la distribución del albedo sobre la super-ficie del glaciar, la temperatura y la radiación neta fue desarrollado para las imágenes Landsat 7.

La validez de este algoritmo, al aplicarlo a imágenes aster, se centra en el hecho de que las correcciones atmosféricas aplicables a cada una de ellas nos darán como resultado los valores reales de la radiancia ab-soluta del terreno. Además, puesto que el rango espectral que cubre cada banda de aster está a la par del rango cubierto por Landsat, nos permite utilizar los valores de la radiancia entrante en el tope de la atmósfera —K6(b)— y los pesos específicos para cada uno de los rangos espectrales de Landsat.

Asimismo, la temperatura de superficie se basa en el cálculo de la temperatura de satélite; por lo tanto, los valores de radiancia absoluta cubierta por las bandas térmicas de aster deben cumplir con la misma re- lación que la aplicada para Landsat; principalmente en zonas donde las condiciones atmosféricas no representan una influencia conside-rable.

Lo anterior puede verse en la imagen 28, donde tanto el albedo como la temperatura en la superficie calculadas mediante el algoritmo presentan una gran similitud y correlación con los valores respectivos de- sarrollados por el grupo científico de aster; el cual aplica algoritmos más elaborados a las imágenes para corregir de mejor forma los efectos atmosféricos y topográficos presentes en la escena.

En esta figura es apreciable cómo los valores del albedo calculados con el algoritmo difieren ligeramente respecto al producto de aster; pues existen zonas donde el albedo calculado debería ser mayor al obte-nido. Sin embargo, la distribución sobre la superficie es muy parecida y muestra claramente las zonas con mayor y menor albedo. La correla-

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ción entre la temperatura calculada y la de los productos aster es bas-tante buena como puede apreciarse en el dispersograma de la imagen 28, donde las distribuciones son aún más parecidas.

Los valores del albedo calculados con el algoritmo no muestran algunas zonas donde éste es realmente mayor —como sí lo hace el pro-ducto elaborado por aster—, lo cual se ve reflejado directamente en los valores de la radiación neta, ya que la distribución de ésta sobre la superficie marca algunas zonas con una radiación neta ligeramente mayor a la mostrada a partir de los productos aster. No obstante, la distribución resultante de este cálculo es muy buena ya que indica claramente las zonas donde la radiación neta es muy fuerte y por lo tanto más vulnerables a los procesos de ablación (véase imagen 29). El dispersograma mostrado en la imagen 29 nos indica que la radiación neta calculada siguiendo el algoritmo desarrollado en este trabajo es considerablemente buena comparada con la obtenida con base en los productos elaborados por el equipo aster.

Para el caso de la imagen adquirida el 18 de marzo de 2007 y pro-cesada con este algoritmo, tenemos algo parecido a la escena anterior, ya que la distribución del albedo sobre la superficie también marca zonas de poca reflectancia las cuales, según los valores que arrojan los pro-ductos de aster, deberían tener un albedo ligeramente mayor, tal y como se muestra en la imagen 30. Esta vez, la temperatura de la super-ficie marca una ligera diferencia en la zona cercana al cono del volcán, lo cual puede deberse a que los valores de la temperatura calculada con este algoritmo están dados con dos decimales. Sin embargo, obser-vando los dispersogramas de la imagen 30 es posible apreciar cómo la correlación entre estos resultados es buena; indicando una gran exac-titud en el modelo.

Finalmente, es evidente que la radiación neta calculada de la ima-gen aster de 2007 es muy buena (véase imagen 31), ya que se aproxima mucho a la distribución calculada con los productos aster. Esto nos permite afirmar que, con un algoritmo bastante simple como el que se desarrolló en este trabajo, es posible encontrar las zonas con mayor radiación neta. Cuestión importante ya que éstas son más vulnerables a la ablación y, por lo tanto, un factor de peso en el retroceso glacial del Glaciar Norte.

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Así, es posible definir la viabilidad del algoritmo en zonas con baja contaminación atmosférica, como es el caso de las proximidades del volcán Citlaltépetl. Además se tiene la ventaja de reducir gastos, ya que adquirir los productos de la reflectancia absoluta y la temperatura de la superficie, que el grupo de aster ofrece en su catálogo, cuesta aproximadamente 160 USD por cada escena de estudio.

Errores durante el procesamiento de las imágenes aster

La calidad del proceso de rectificación de la ortoimagen —método mo-noscópico—depende de la exactitud del dem. Por lo tanto, los errores del dem se propagarán con la generación de la ortoimagen y el proceso de extracción de información de los datos. El remuestreo —resampling— es parte de la generación de la ortoimagen y agrega otra fuente de error al proceso, puesto que puede degradar la radiometría y la geometría de la imagen de tal modo que reduzca la interpretabilidad.

Para este estudio, dado que la exactitud horizontal calculada para el dem de srtm resultó ser de ±10 m y el error rms del conjunto de los gCp es de ±28.6 m para las bandas del visible —de ±31.2 m para las bandas del infrarrojo—, las ortoimágenes obtenidas de cada una de las escenas aster en las fechas dadas dentro del periodo 2001-2007 presentan un error aproximado de ±40 metros.

Este error es bastante aceptable para el estudio de las fluctuacio-nes glaciales, ya que representa solo 0.2% del área total calculada en 2007 —área mínima— y no altera de forma significativa los resultados obtenidos para las tasas de retroceso glacial y todos los parámetros del inventario glacial.

Utilidad de las imágenes aster y el dem de srtm

Las imágenes aster resultaron ser excelentes para medir los cambios en la geometría y el área glacial (véase imagen 32), pues su resolución y exactitud son bastante buenas, sobre todo para casos como el del volcán Citlaltépetl donde los cambios a corto plazo son paulatinos y

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se hace difícil identificarlos mediante sensores cuya resolución es más baja, como en el caso de las imágenes modis y Landsat mss.

El sensor aster aventaja inclusive a los sensores Landsat tm y etm+, ya que la adquisición actual de imágenes de buena resolución y sin fa-llas técnicas del primero aventaja a los otros; entre las causas tenemos que el sensor etm presenta errores en la adquisición de las imágenes y, en el caso del sensor tm, la base de datos de las imágenes está menos actualizada que la del sensor aster.

A partir de la imagen 32 podemos darnos cuenta de la precisión en los resultados obtenidos con las imágenes aster, pues resulta claro cómo es posible extraer con precisión y exactitud los cambios en el área cubierta por el glaciar para periodos cortos de tiempo y de esta forma tener una idea clara de cómo se ha dado el retroceso del Glaciar Norte. Su utilidad es tal que es posible definir de forma simple la tendencia del retroceso glacial que ha experimentado la superficie glaciada del volcán Citlaltépetl en los últimos seis años (2001-2007). Como lo muestra el recuadro en la imagen 32, la tasa de retoceso glacial puede ser ajustada a una exponencial, lo cual nos dice, según la gráfica (imagen 32), que el retroceso, aunque paulatino, presenta una tendencia exponencial que en los últimos años ha sido ligera, pero que, dada la presencia de otros factores, como los climatológicos, puede tender a una exponencial de mayor pendiente, lo cual significaría un retroceso mayor. Sin embargo, a partir de esta tendencia resulta complicado proyectar el tiempo de vida del glaciar. Si consideramos una tendencia lineal de retroceso, se estima que bajo las condiciones de los últimos años, el glaciar podría desaparecer aproximadamente dentro de unos 16 años, aunque se ha observado que, al llegar a dimensiónes críticamente mínimas, el retro-ceso adquiere una curva paralela al eje X.

Otro aspecto importante es que dentro de las utilidades aster se encuentra la extracción de Modelos Digitales de Elevación (dem), con los que además de ortorrectificar las escenas aster en sí es posible hacer una reconstrucción de la topografía de ciertas áreas en el tiempo y así medir los cambios topográficos ocurridos en la zona. Aunque se han publicado trabajos donde la generación de los dem permite iden-tificar cambios en la topografía a partir de las imágenes aster en zonas donde cuantificar estos cambios es complicado, otros mencionan que

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para topografías con demasiada pendiente o cambios muy abruptos la exactitud y resolución de los dem de aster no es recomendable;8 tal es el caso del volcán Citlaltépetl.

Como ya se ha visto, uno de los principales requisitos al momento de extraer los dem de las imágenes aster es contar con un número con-siderable de puntos de control sobre ellas, de tal forma que la topografía resultante represente de la manera más precisa las condiciones reales del área de estudio. Además, es necesario elegir de forma adecuada los puntos de empate en ambas imágenes que permitan crear imágenes epipolares con un margen de error de paralaje aceptable. Este procedimien-to resultó ser muy complicado en este estudio ya que, al momento de extraer el dem, la falta de suficientes puntos de control sobre el cono volcánico y sus alrededores llevó a incrementar las diferencias respecto a la topografía real del volcán. Un factor que incrementa las diferen-cias es el hecho de que la pendiente del cono y su orientación respecto al sensor no permiten ubicar muchos puntos de empate en las imáge-nes, disminuyendo la eficiencia de los dem de aster. Esto es resultado de la gran deformación geométrica entre el par epipolar de las bandas 3N y 3B con las que se genera el dem.

Como se puede ver en la imagen 33, las diferencias en la topogra-fía entre el dem de srtm y el de aster es considerable; de hecho, el rasgo más notable es el cono del volcán, el cual se distingue muy poco en el dem de aster. La precisión de éste es baja en comparación con el de srtm pues la topografía y la falta de buenos puntos de control implican que no pueda reproducir de forma adecuada la topografía real y la elevación del terreno.

Al comparar el dem de aster con un modelo digital de elevaciones obtenido de un análisis fotogramétrico, su rango máximo de error es de 400 a 174 m (véase imagen 34), lo cual es un gran problema principal-mente en la zonas cercanas al cono del volcán donde la topografía es abrupta debido a las irregularidades topográficas y a la fuerte pendiente. Este análisis llevó a la conclusión de que el uso del dem de srtm es más adecuado para los propósitos de este trabajo, principalmente con fines de ortorrectificación de las imágenes aster; pues los errores máximos en las zonas de topografía más complicada son menores a 100 m.

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La zona circundante al cráter del volcán Citlaltépetl es la más vul-nerable a los errores y fallas del dem de aster, pues en esta zona los cambios en la topografía del volcán son más abruptos generando una mayor deformación del cono volcánico; además de que las sombras del relieve generan errores al momento de relacionar la imagen en las bandas 3N y 3B, pues la perspectiva de esta última no es buena sobre todo en la cara norte del volcán, debido a su inclinación de 27.6° res-pecto al nadir.

La exactitud de los dem de srtm supera a los generados a partir de las imágenes aster ya que en el caso de estudios más detallados del terreno la extracción de estos dem, con menores diferencias, implicaría la selección de mejores pares estereoscópicos y la identificación de más puntos de control en tierra que permitieran una mayor correción geométrica; invirtiendo desde luego menos tiempo y recursos.

Por lo tanto, es más funcional y recomendable usar los dem de srtm para el proceso de ortorrectificación de las imágenes aster y para el es-tudio evolutivo a largo plazo de la superficie glacial; en particular para los propósitos de este trabajo que únicamente involucran la superficie glacial, y la identificación y cuantificación de los cambios sobre ésta.

Retroceso del Glaciar Norte

Es evidente cómo se ha dado el retroceso glacial, principalmente en el periodo 1958-2007. La metodología que aquí se desarrolla permite ob-servar esta evolución y cuantificar los cambios a lo largo del tiempo. Sin embargo, debido al error de ortorrectificación, existe una diferencia entre los valores calculados y las observaciones de campo.

La evolución altitudinal del frente glacial en la zona baja de la len-gua glacial de Jamapa en el periodo de 1958-2007, calculada a partir de la delimitación del glaciar hecha por Lorenzo en 1958 y con los límites obtenidos con las imágenes aster, muestra valores mayores a lo reportado por otras fuentes9 y a las mismas mediciones hechas durante el proceso de instalación de las estaciones meteorológicas. Esto nos lleva a ser cautelosos con los resultados obtenidos por medio de esta metodología ya que es necesario complementarlos con los obtenidos de mediciones y análisis en campo.

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A partir de los datos documentados por Palacios y Vazquez-Selem,10 el límite inferior de la lengua Jamapa del Glaciar Norte en 1958 lo localizan a 4 650 m; mientras que a partir de esta metodología, el límite se ubica a 4 695±6 m. Por lo tanto, la delimitación del glaciar realizada con la reproyección del glaciar delimitado por Lorenzo,11 es diferente a la obtenida por Palacios y Vázquez-Selem.12

En la imagen 35 se puede apreciar el retroceso glacial mostrado por los cambios en la altitud mínima del frente glacial del Glaciar Norte. Al analizar esa imagen se observa que de los datos documentados en el trabajo de Palacios y Vázquez-Selem,13 la tendencia de retroceso se dio de forma paulatina a partir de la pequeña edad de hielo (lia) hasta 1994, el glaciar retrocedió casi 400 metros de altitud. Sin embargo, con los datos obtenidos del análisis de las imágenes aster, en solo seis años —2001-2007— este retroceso fue similar al periodo anterior, es decir, el glaciar retrocedió también 300 metros en altitud. Esto podría indicar que en las últimas décadas han acontecido eventos climáticos extremos —como los fenómenos de El Niño y La Niña— que han afec-tado de forma directa la evolución del sistema glacial en el Citlaltépetl. Por lo que si se hace una proyección con base en una tendencia lineal de retroceso, el glaciar retrocedería hasta la cima del volcán en aproxi-madamente 20 años.

De igual manera, el retroceso glacial mediante el análisis de las imá-genes aster arroja valores que sería difícil obtener de forma precisa en el campo, por ejemplo, si consideramos la tasa de retroceso glacial para las fechas indicadas, es notable que en el periodo comprendido entre 2001 y 2002 la pérdida de masa fue extremadamente rápida, lo cual puede ser un reflejo directo del aumento en la temperatura y los cam-bios en las condiciones climáticas en la década de los noventa, como se menciona en el reporte del ipCC —2007—. En 2007 la tasa de retroceso es más baja (véase tabla 3.4), mostrando un equilibrio en las condiciones del glaciar, además en ese periodo existió una marcada fase de acumu-lación que no se dio en años anteriores.

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Ahora, si comparamos con lo reportado por Lorenzo en 1964 —co-rregido en este trabajo— donde el área cubierta por el Glaciar Norte en el volcán Citlaltépetl en 1958 era de 2 230 000 m2 —la superficie glaciada más grande de México—, tuvo un retroceso considerable en las últimas décadas, lo cual representa la relación directa de la evolución del glaciar con respecto al clima. Esto significa que al considerar un periodo más grande de tiempo, el retroceso es más notorio, ya que las fluctuaciones del área glaciada en el periodo de 1958-2001 —43 años—, indican que se perdieron 1 297 153 m2 de glaciar, lo que representaría una pérdida de 58% de su superficie en 2001 (véase tabla 3.4).

Para un periodo de 43 años el retroceso es más evidente; sin em-bargo, la imagen 32 no muestra claramente como ha sido ese cambio en el periodo de tiempo de 1958 a 2001, ya que existe un salto de infor-mación muy grande, lo que pudiera interpretarse como una pérdida extrema de masa. No es así, ya que datos obtenidos a partir de imáge-nes Landsat muestran cómo se ha dado el retroceso glacial, de forma similar a lo que muestra el recuadro de la imagen 32, donde el retro-ceso es claro, se da de forma exponencial y, por lo tanto, no existe un periodo de avance glacial.

El hecho de que el gran Glaciar Norte no se haya fragmentado no significa que la pérdida de masa no haya sido considerable, ya que está fuertemente influenciada por los procesos naturales de fusión del

Tabla 3.4. Cambio en las dimensiones del área glacial del Glaciar Norte en el periodo 1958-2007. Para 1958 los datos se tomaron del inventario glaciológico realizado por Lorenzo (1964).

Año

1958

2001

2004

2007

Área (km2) Núm. años Pérdida (m2)

2.23 – –

0.932847 43 1 297 153

0.727704 3 205 143

0.62123 3 106 474

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hielo; en este sentido es evidente que los factores climáticos y radiati-vos actuales han acelerado su ablación. En los 43 años transcurridos de 1958 a 2001, 58% de pérdida es algo destacable.

Una prueba de los efectos radiativos en el retroceso del glaciar es la contrastante pérdida de masa del Glaciar Occidental en comparación con la del Glaciar Oriental, ya que este último se ha conservado más (véase imagen 25). El glaciar Occidental cubría una gran extensión de área sobre la superficie del volcán Citlaltépetl, como lo muestra el in-ventario glaciológico hecho por Lorenzo en 195814 (véase imagen 25). En 2001 este glaciar ya había retrocedido de forma considerable en com-paración con el Glaciar Oriental que, aunque muestra índices de retroceso, aún conserva gran parte de su extensión registrada en 1958. En cambio, el retroceso del glaciar Occidental ha sido más marcado durante la última década ya que de una superficie de 96 658 m2 que cubría el glaciar en 2001, para 2004 cubría solo 23 268 m2.

Los resultados demuestran el impacto de esta metodología para el estudio del retroceso glacial y para señalar de forma clara la magni-tud de estos cambios.

Comparación con el Modelo de Balance de Energía Puntual

El hecho de que los glaciares mexicanos se ubiquen fuera de la zona in- tertropical de convergencia implica que las condiciones climáticas de menor humedad a las que se encuentran expuestos aumenten su vul-nerabilidad a la extinción, pues al no existir una marcada temporada de acumulación, la pequeña masa de hielo de estos glaciares queda ex-puesta simplemente a la radiación solar.

La radiación neta media en los periodos mbp1 y mbp 2 (véase sección “Balance de energía puntual”, en este capítulo) es baja, pero no despre-ciable, en comparación con otros glaciares, como los tropicales, donde este parámetro es mayor y en particular su componente radiativa en-trante de onda corta.15

La temperatura del aire no difiere mucho entre un periodo y otro (<2°C), por lo que es posible argumentar una homogeneidad térmica en la zona. El régimen climático del Glaciar Norte en el volcán Citlal-tépetl también se caracteriza por una presión atmosférica homogénea,

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la cual no presenta el ciclo anual. Además existen precipitaciones sóli-das escasas sobre todo en el segundo periodo de balance; aun así, las condiciones de temperatura en este periodo y la baja radiación neta con-tribuyeron a obtener un ligero periodo de acumulación. La presión de vapor de agua y la temperatura del aire presentan un marcado ciclo anual lo cual se vería reflejado en estaciones secas y de lluvia; pero, de los análisis estadísticos realizados a las series de tiempo de los paráme-tros meteorológicos —lo cual no se muestra en este trabajo—, la preci-pitación no mostró de forma evidente el ciclo anual, por lo que al ser tan escasas estas estaciones, son inhibidas.

La relación entre la radiación neta y los procesos de ablación/acu-mulación es evidente dada la sensibilidad del glaciar cuando sobre su superficie hay una mayor radiación neta promedio. Si conocemos la distribución espacial de la radiación podemos determinar las zonas más vulnerables del glaciar y así identificar las zonas probables de acumu-lación y ablación correspondientes; si es que éstas últimas existen de forma clara.

Relación glaciar-radiación solar

A partir de lo mostrado en la imagen 27 se pueden identificar dos zo-nas marcadas de forma considerable por la radiación neta presente al instante de su captura; de ellas, una se ubica en la parte superior del glaciar. Dicha zona, donde la radiación neta es mayor, muestra cómo el lado occidental del glaciar queda completamente expuesto a la radia-ción solar, dando como resultado que la nieve que se llegue a acumular en esa zona se derrita en muy poco tiempo y que el glaciar no acumule masa. Asimismo, el extremo oriente de la cima del volcán muestra va-lores de radiación bajos lo cual coincide directamente con el hecho de que el Glaciar Oriental se conserve. Esto puede deberse a que el gasto de energía para la ablación no es tan marcado como en el lado opuesto conservándose así la masa de hielo local.

Con estos resultados es posible comprender por qué la ablación en el glaciar es mayor que la acumulación; eso está relacionando con el inter-cambio energético producido en la superficie del glaciar. A pesar de que es en las zonas más elevadas donde el glaciar recibe mayor radiación, las

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zonas ubicadas en altitudes menores también muestran valores relati-vamente altos en la radiación neta, esto podría significar un alto gasto energético en los procesos de fusión de hielo. Dado que el gradiente de la radiación neta en esta zona es más suave por no decir que casi ho-mogéneo, son las temperaturas promedio las que al estar tan cerca del punto de fusión fortalecen el proceso de ablación en el lugar.

Indicador climático

Como resultado de la interacción con el medio, la superficie del glaciar se torna vulnerable a los cambios en el clima local del volcán Citlalté-petl y, en las últimas décadas, a los cambios del clima a nivel global.

Un ejemplo de ésto, son los cambios que pueden apreciarse en las lenguas glaciales de Jamapa y Chichimeco; ésta última, debido a los cambios en el clima local, casi había desaparecido en 1994. Mientras que la de Jamapa, en las mismas fechas, estaba a punto de extinguirse.16 En 2001 solamente se aprecian los restos combinados con el cuerpo de hielo mayor, el gran Glaciar Norte y, para 2007, ya resulta difícil distin-guir las antiguas lenguas glaciales directamente en las imágenes aster.

Es un hecho que una de las variables de mayor peso en el com-portamiento dinámico del glaciar es la radiación neta sobre la super-ficie, la cual en el balance de masa es determinante para el proceso de ablación. El balance energético positivo mostrado en estudios previos coincide con los índices de ablación mostrados aquí y más aún con la distribución sobre la superficie de la radiación neta del glaciar. Las zonas con mayor radiación neta sobre su superficie son las más vulne-rables a los procesos de ablación; tanto la fusión del glaciar, como la pérdida de masa por sublimación es determinante para el balance de masa negativo, como se ha visto en estudios realizados en el glaciar del Zongo (Bolivia).17 Sin embargo, de estas zonas, la parte occidental —que dada la trayectoria del Sol y su cuesta en el occidente, queda expuesta durante periodos más largos de tiempo— es la más afectada y su balan-ce energético es aún mayor, por lo que el balance de masa se torna ne-gativo. Aunque de forma sistemática pareciera que las zonas orientales son las que reciben mayor radiación durante el día, en la imagen 27 se puede observar que la mayor cantidad de radiación sobre la superficie

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del glaciar se da mientras el sol alcanza el cenit local y por las tardes. Así que, aunque exista una constante concentración de nubes en el lu-gar, la mayor cantidad de radiación seguirá afectando más a las zonas occidentales; ya sea por la radiacion de onda larga que se emite de las nubes o por la radiación de onda corta cuando el cielo está despejado.

El retroceso glacial es evidente y su estrecha relación con la radia-ción también, sobre todo en las partes más bajas del Glaciar Norte. En estas zonas la radiación es similar en cada punto sobre la superficie, por lo que el retroceso glacial es casi homogéneo y se da en función de las condiciones climáticas presentes. Esta relación con el factor radiati-vo del glaciar es similar al régimen radiativo que presentan los glaciares tropicales. Sin embargo, es necesario realizar mejores mediciones en campo y medidas directas de los cambios en el glaciar a lo largo de un año de balance para caracterizar de forma más precisa el régimen gla-cial y las características climáticas del Glaciar Norte.

Es importante mencionar que el comportamiento del glaciar Citlal- tépetl tiene semejanzas con glaciares como el Zongo en Bolivia y, de cierta forma, con el Antizana 15, en Ecuador. En los estudios hechos por Sicart et al.18 se deduce que el balance de masa del glaciar Zongo queda determinado principalmente por la radiacion neta de onda cor-ta y la variación de la temperatura, un factor no determinante para que se intensifiquen los procesos de ablación. Además, las variaciones de la temperatura en el Glaciar Norte a lo largo del año son muy pequeñas, como pasa en los glaciares tropicales. Por otro lado, los procesos de ablación por sublimación se vuelven importantes dadas las condicio-nes secas en la zona del Glaciar Norte, aumentando así la pérdida de masa en el glaciar, al igual que en el glaciar del Zongo.

También se ha confirmado que no existe actividad volcánica que afecte significativamente el comportamiento del glaciar, por lo que ha sido posible concentrarse en la relación de estas masas de hielo con el clima en estas latitudes, pero sobre todo en zonas de transición y con-vergencia climática como la cima del volcán Citlaltépetl donde sabemos convergen diferentes corrientes que determinan el clima local y, más aún, el régimen glacial.

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Perspectivas a futuro

Se han podido medir de forma simple los cambios y la evolución tempo-ral del Glaciar Norte mediante los resultados obtenidos del procesamien-to de las imágenes aster y el uso de srtm. Dado que esta metodología ahora puede aplicarse en regiones glaciadas donde existan los estudios y registros previos en campo del balance de masa, el análisis hecho con las imágenes satelitales puede mejorarse de forma que a partir de éste se relacionen las tasas de retroceso glacial calculadas con los valores reales del balance de masa.

Con base en lo anterior, se pretende aplicar la metodología de este trabajo a los demás glaciares mexicanos, en particular a los del volcán Iztaccíhuatl, a fin de detallar el inventario glaciológico mexicano com-binando el análisis fotogramétrico de las imágenes aéreas captadas pre-viamente con las mediciones actuales a partir de las imágenes aster.

En el caso del área glacial del volcán Popocatépetl la actividad vol-cánica fue determinante en su dinámica;19 por lo que se pretende ha-cer uso de un análisis similar al de este trabajo para determinar cómo los procesos previos a la actividad volcánica influyeron en la dinámica actual del glaciar y cómo éste se vuelve más vulnerables una vez que tiene lugar esa actividad.

En un marco general, este trabajo nos conduce a desarrollar a futu-ro los siguientes puntos:

•Mediryparametrizarlascomponentesradiativasdeondacortay onda larga sobre la superficie del Glaciar Norte en el volcán Citlaltépetl, con el fin de calibrar las radiaciones netas en la su-perficie del glaciar obtenidas a partir de las imágenes aster y así precisar el balance de energía en la misma.

•Desarrollarunametodologíaquecombineelanálisisdeimáge-nes satelitales con el análisis fotogramétrico de fotografías aéreas de los glaciares ubicados en los diferentes volcanes de México, complementando así el inventario glaciológico previo.

•Aplicarlametodologíadesarrolladaenestetrabajoaimágenesde los glaciares del Iztaccíhuatl y el Popocatépetl captadas en el pa-sado para determinar su comportamiento antes y en el presente, como resultado de las condiciones radiativas principalmente.

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•Detallarlosregímenesglacialesconbaseenmedicioneshechasen campo del balance de masa y del balance energético, junto con las respectivas tasas de retroceso glacial obtenidas por este medio.

•Finalmente,obtenerunareconstruccióngeneraldelascondicio-nes en el pasado de las superficies glaciales de los volcanes mexica-nos; disitinguiendo cada uno de los fenómenos que han alterado el comportamiento de los mismos.

notas

1 Lorenzo, 1964.2 Ontiveros, 2007.3 Ibíd.4 Favier et al., 20045 Sicart et al., 2008.6 Mölg et al., 2004.7 Paterson, 1994.8 Kääb, 2002.9 Palacios y Vázquez-Selem, 1996.10 Ibíd.11 Lorenzo, op. cit.12 Palacios y Vázquez-Selem, op. cit.13 Ibíd.14 Lorenzo, op. cit.15 Véase Mölg et al., op. cit.16 Palacios y Vázquez-Selem, op. cit.17 Favier et al., op. cit.18 Sicart et al., op. cit.19 Huggel et al., 2008.

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ConClusiones

Considerando los objetivos planteados al inicio de este trabajo, pode-mos concluir lo siguiente:

•Lametodologíadesarrolladaaquípermiteobservarlaevoluciónespacio-temporal del Glaciar Norte y cuantificar de forma preci-saloscambiosocurridosenelperiodode2001a2007,asícomoladistribucióndelaradiaciónnetasobrelasuperficiedelglaciar.

•Elestudiorealizadoconlasimágenesaster en el periodo 2001-2007muestraunaclaradisminucióneneláreaglaciadadelvol-cánCitlaltépetl—33%en6años—.Esteretrocesoesmásnotablesiseconsideranlosúltimos49años,yaquepara2007elGlaciarNortehabíaperdido72%desuárearespectoaladelimitadaporLorenzoen1958.

•Loscambiosenlosglacialesduranteelperiododeestudiomues-trancómoellímiteinferiordelglaciarseestámoviendohaciaaltitudescadavezmáselevadas;conunatendenciadeunos59msnmporaño.Además,enelperiodocomprendidoentre1958y2007eláreaglacialdelvolcánCitlaltépetlsehamodificadode forma considerable, principalmente si consideramos la morfolo-gíaqueéstepresentabapara1958ylageometríaquepresentaahora;seobservaquesonlaslenguasglacialeslasquehandismi-nuidonotablementesulongitudenlosúltimosaños.

•Latasaderetrocesoglacialparaelperiodo2001-2007calculadaa partirdelasáreasobtenidasdelasimágenesaster, muestra una va-

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riabilidad entre los valores de cada año; ya que resulta contras-tante cómo en el periodo 2001-2002, la tasa resultante fue de 204 115 m2/año, mientras que para el periodo 2005-2007 fue de unos 16 758 m2/año.

•Elprocesamientodelarespuestaespectraldelasimágenesaster, paralastomasadquiridasenlaépocamássecadelaño,permitiócalcular adecuadamente la distribución del albedo y la radiación netasobrelasuperficiedelglaciar.

•Losvaloresdelaradiaciónneta,calculadossobrelasuperficiedelglaciar,concuerdanconelestudiodelbalancedeenergíareali-zado en un punto sobre la superficie, ya que aquellos muestran cómolaradiaciónsolaresunacomponentedepesoparaelgastodeenergíahechoporelglaciaryporlotantoparalapérdidademasa del mismo.

•Ladistribucióndelaradiaciónnetasobrelasuperficiedelglaciarmuestracómolaspartesmásvulnerablesalretrocesoglacialsonla zona occidental y las zonas bajas en la parte norte, esto corres-pondealaszonasdondesehanperdidolaslenguasglacialesdeJamapayelChichimecoalnorteyaloccidente.

Adicionalmente se tiene que:

•Elretrocesoglacial,enfuncióndeloscambiosenaltituddellí-miteinferiordelglaciar,mostróunretrocesodecasi400metrosenelperiodocomprendidoentreelmáximodelapequeñaedaddehielo(1400-1850)y1994.Enelperiodode2001-2007,esteretrocesofuedelamismamedida.Retrocesoscuyamagnitudessimilar, pero en periodos de tiempo distintos, de 6 a 150 años, estoevidenciaelimpactodefactoresclimáticosdecortaduraciónoquesehanintensificadoenlosúltimosochoaños.

•Elerrordeortorrectificacióndelasimágenesaster es mayor si consideramoselusodelosmodelosdigitalesdeelevación(dem) de aster, en cambio, utilizando el dem de srtm, el error resultan-terepresentasolo0.2%deláreacalculadapara2007;estoes,unerror de ±40 metros.

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Conclusiones 107

•Losdem de srtm son una herramienta muy útil y necesaria en el procesodeortorrectificacióndelasimágenesasteryenelcálcu-lodelaextensiondelglaciarcomounafuentedeinformaciónparaelcambioenelevacióndelmismo.

•Larelaciónconlaradiaciónnetasobrelasuperficiedelglaciaressimilaralrégimenradiativoquepresentanlosglaciarestropi-cales.Sinembargo,esnecesariorealizarmejoresmedicionesencampo y medidas directas de los cambios en el glaciar a lo largo deunañodebalance,paraasípodercaracterizardeformamásprecisaelrégimenglacialylascaracterísticasclimáticasdelGla-ciarNorte.

•Lavaloracióndeestosresultadosapartirdelamedicióndelascomponentes radiativas de onda larga y onda corta, de la medi-cióndeloscambiosenlaaltituddelfrenteglacialyelcálculodelaablaciónanualdirectamenteencampo,esunpuntomuyimportanteeneltrabajofuturo,porloqueporelmomento,es-tos resultados deben de manejarse de forma cautelosa y, principal-mente,considerarladocumentaciónobtenidaenotrosestudios.

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108 Evolución del mayor glaciar de México visto desde el espacio

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118 La evolución del mayor glaciar de México vista desde el espacioIm

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Imagen 5. Ubicación geográfica del Glaciar Norte en el volcán Citlaltépetl.En la imagen se muestra la corrección hecha al límite glacialdeterminado por Lorenzo, 1958. Imagen aster de fondo:

volcán Citlaltépetl, 3 de febrero del 2003.

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Imágenes 123

Imagen 6. Esquematización del espectro electromagnético y las radiaciones usadas en percepción remota. Hetch, 2001.

Imagen 7. Diagrama general de la interacción de la radiación con la materia.

10-6 nm

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Rayos Gamma

Rayos X

UV

Radiación infrarroja

Microondas

Ondas de radio

Sensores multiespectrales

Radar

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Imagen 8. Firmas espectrales de distintos materiales. La gráfica muestralas diferencias de respuesta espectral de distintos tipos de vegetación,

del agua y del asfalto.

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Imágenes 125

Imagen 9. Esquema de la percepción remota activa por radar.

Imagen 10. Esquema general del proceso de percepción remota pasivaen plataformas espaciales.

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Radiómetro en el visible infrarrojo cercano: vnr

Radiómetro en el infrarrojo de onda corta: swr

Radiómetro en el infrarrojo térmico: tir

eos am: Vista del instrumento de la misión

espacial aster

Imagen 11. Sensor aster montando en la plataforma EOS-AM1.Abrams et al., 2008.

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Imágenes 127

Imagen 12. Características de los tres sistemas del sensor aster.

Banda Rango espectral núm. (mm)

1 0.52 - 0.60

2 0.63 - 0.69

3N 0.78 - 0.86

3B 0.78 - 0.86

4 1.60 - 1.70

5 2.145 - 2.185

6 2.185 - 2.225

7 2.235 - 2.285

8 2.295 - 2.365

9 2.360 - 2.430

10 8.125 - 8.475

11 8.475 - 8.825

12 8.925 - 9.275

13 10.25 - 10.95

14 10.95 - 11.65

Subsistema

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128 La evolución del mayor glaciar de México vista desde el espacioIm

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Imágenes 129

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Imágenes 131

Imagen 16. Composición en falso color del volcán Citlaltépetl para una imagen tomada el 20 de octubre de 2001. Canales rgb = 432 de las bandas aster.

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Imagen 17. Mapeo del límite glacial en el Citlaltépetl a partir del cocientede bandas 3N/4 y un realce de contraste para cada una de las imágenes.

Límite delárea glacial

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Imagen 19. Geometría estereoscópica de aster:bandas 3N (nadir) y 3B (vista posterior).

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Imágenes 135

Imagen 20. Ejemplificación de un dem de aster (izquierda) de la zona del Mana Parbat desplegada en falso color y a escala de grises en la imagen de la derecha.

Imagen 21. Modelos digitales de elevación (dem) del volcán Citlaltépetl (aster, srtm y Fotogrametría) utilizados y evaluados para las aplicaciones en estudios glaciológicos.

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Imagen 22. Relación entre el albedo planetario y el albedo en la superficie. Volcán Citlaltépetl, 18 de marzo de 2007.

Imagen 23. Esquema del cálculo de la altitud del frente glacial dimensionesde la cobertura de hielo. Glaciar Norte, 20 de octubre de 2001.

Albedo planetario

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Imagen 33. Modelos Digitales de Elevación, a) srtm y b) aster.

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Imágenes 147

Imagen 34. Diferencias de elevación entre un dem fotogramétrico y el dem

de aster. Las principales fallas se presentan en las zonas de mucha pendiente. Volcán Citlaltépetl.

Imagen 35. Evolución temporal de la altitud del frente glacial,desde la pequeña edad de hielo (lia) hasta 2007.

Fuente: Datos tomados de este trabajo y del de Palacios y Vázquez-Selem (1996).

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La evolución del mayor glaciar de México vista desde el espacio—editado por la Coordinación de Estudios de Posgrado

y el Programa de Posgrado en Ciencias de la Tierrade la Universidad Nacional Autónoma de México—se terminó de imprimir el 30 de octubre de 2013

en Editores e Impresores FOC, S.A. de C.V. con domicilio enLos Reyes núm. 26, Col. Jardines de Churubusco, México, D.F.

La edición consta de 300 ejemplaresImpreso en offset sobre papel cultural de 75 gr.

y papel couche de 100 grForros impresos a 4 tintas sobre cartulina couché de 250 gr.

Edición compuesta en Goudy Old Style 11/13

El cuidado de la edición y la coordinación editorial estuvo a cargo de:Lic. Lorena Vázquez Rojas

Diseño y formación: Julio Gustavo Jasso LoperenaDiseño original de portada: Cecilia Atenea Cota Trujillo

Diseño de portada: D.G. Citlali Bazán Lechuga

Portada:José María Velasco, Citlaltépetl, 1897

Óleo sobre tela, 104 x 160.5Colección Museo Nacional de Arte/inba

Reproducción autorizada por el Instituto Nacional de Bellas Artesy Literatura, 2013

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